Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 7 - 14.
7
ESTUDIO DEL CAMBIO CLIMÁTICO, LLUVIAS ÁCIDAS Y
TURBIDEZ AMBIENTAL
CARMEN TAZZA MARÍN
Departamento de Meteorología e Impacto Ambiental
Carmentm@axil.igp.gob.pe
RESUMEN
 Se presenta la influencia de los fenómenos que afectan al Valle del Mantaro, como son el
Cambio Climático que se ve reflejado por el incremento de las emisiones de CO2 entre los años
1990-1992 en 8,7ppm, se determina la presencia de lluvias ácidas en la zona y se hace referencia
de cual es la frecuencia de estas y el peligro que representa para los cultivos, se muestra en que
consiste la turbidez ambiental como se mide que variables se relacionan y los modelos
matemáticos que se utilizaron para realizar  los cálculos  en cuatro diferentes longitudes de onda
las que representan diferentes tamaños de partículas, se considera que al ser relacionada con las
lluvias ácidas se puede lograr la neutralización de éstas.
INTRODUCCIÓN
La década de 1990 ha sido un período de
reflexión a nivel internacional sobre los
problemas del medio ambiente. ¿Qué estamos
haciendo con nuestro planeta?. La
Revolución Industrial ha cambiado para
siempre la relación entre el hombre y la
naturaleza existe la preocupación de que tal
vez hacia mediados o finales del próximo
siglo las actividades del hombre habrán
cambiado las condiciones esenciales que
hicieron posible la aparición de la vida sobre
la Tierra. La Convención Marco de las
Naciones Unidas sobre el Cambio Climático
de 1992 y la firma del Protocolo de Kioto en
1997 forman parte de una serie de acuerdos
por medio de los cuales los países de todo el
mundo se han unido para hacer frente a este
problema.
El presente informe enfoca tres
problemas: estamos alterando en forma
alarmante las emisiones de CO2 lo que quizá
modifique el clima mundial. Entre las
posibles consecuencias podría producirse un
aumento de la temperatura media de la
superficie de la Tierra y cambios en las
pautas meteorológicas fundamentales para
controlar, mediante los cultivos apropiados,
el clima y los microclimas de cada área o
región. Los expertos afirman, asimismo, que
el paulatino recalentamiento del planeta,
como consecuencia del lanzamiento a la
atmósfera de cantidades enormes de Dióxido
de Carbono (CO2)-, altera cada vez más el
ciclo hidrológico.
Aquellas regiones donde aún hoy las
precipitaciones se convierten en un freno de
la desertificación, podrían deteriorarse
paulatinamente, hasta llegar a ser áridas,a
consecuencia de la lluvia ácida, producto de
las precipitaciones cargadas de sustancias
químicas expulsadas por las chimeneas de las
fábricas, que se acumulan en las nubes, y
luego caen sobre los bosques y los destruyen.
La turbidez ambiental, es la que mide
la cantidad de polvo atmosférico que existe
en la zona este por su contenido catiónico y
básico ayuda a la neutralización de las luvias
ácidas.Metodología:
El periodo en el cual se realizaron las
prácticas se recopilo  y proceso información
en  los temas ya mencionados. El tratamiento
que se le dio a los datos obtenidos por el Dr.
C. Tazza
8
Mutsumi Ishitsuka para el monitoreo del
Cambio Climático, consistió en leer los
valores obtenidos del equipo Ultramat 3 de la
fábrica Siemens en el que se mide  de la
siguiente manera: La muestra de aire es
introducida en el sistema a través de una toma
que se encuentra equipada con una cámara de
decantamiento o con un filtro para remover
las partículas de aerosol. Para reducir las
posibilidades de contaminación, los frrascos
deben ser fabricados de acero inoxidable o de
vidrio Pyrex. El aire es bombeado a una
velocidad de flujo controlada y constante. La
velocidad de flujo, debe ser mantenida
constante, puede ser determinada con un
manómetro. El vapor de agua puede ser
eliminado del aire de la siguiente manera:
primero por condensación, haciendo pasar el
aire por un enfriador, lo que extrae la mayor
parte del agua a una temperatura cercana a los
2ºC y lo que pueda quedar de vapor de agua
se extrae con una trampa congeladora
colocada en la línea, que va ha trabajar a -
20ºC.Si esta última no se encuentra
disponible o su uso es poco conveniente, la
presión del vapor de agua en ambos, la
muestra del agua y el gas de referencia deben
ser mantenidos a un valor constante; esto
puede lograrse cuidando la temperatura en el
enfriador que ya fue mencionado. Para
aquellos en que se sepa que la muestra de aire
será seca deberá colocarse un humidificador
conectado al enfriador del gas. Esto
garantizará que las mediciones sean
comparables todo el año. Finalmente el aire
se pasa a través de una celda que mide la
adsorción infrarroja y que es comparada al
mismo tiempo con la adsorción del gas de
referencia. de las planillas de dióxido de
carbono registradas durante el año de 1984,
luego desde el 19 marzo de 1990 hasta el 3 de
febrero de 1997 y el mes de febrero de 1997
para de esta manera comprobar si existe o no
un incremento de CO2 en el Valle del
Mantaro.Los valores fueron registrados con el
Equipo Ultramat3, de la fábrica Siemens el
cual es un analizador de gases.
Para medir la cantidad de polvo
atmosférico que hay en la zona se utilizó el
Equipo SUNPHOTOMETER de marca EKO,
las mediciones se realizarón en los meses en
lo  cuales no se note la presencia de nubes, es
decir en la época de astío cada tres horas,
9:00 a.m.; 12:00 m; 15:00p.m. la cual mide la
dispersión de partículas que se encuentran
flotando en el aire y la temperatura antes y
después de cada lectura.
Se construyó la base de datos de
lluvias ácidas con los datos medidos desde el
17 de octubre de 1989 hasta el 23 de
diciembre de 1992, los cuales fueron
analizados en el programa excel. Se verificó
si la frecuencia en las lluvias ácidas se había
modificado para lo cual se realizó un sistema
de muestreo en el Observatorio de Huancayo
desde el 16 de noviembre hasta el 31 de
diciembre teni ndo tres puntos de recolección
de muestra y la medición del pH se realizó
todas los días a las 7:15a.m.
DATOS
De los datos se obtuvo que el CO2 se
ha incrementado de 339,2 ppm a 347,9 ppm;
el cual se refrenda con un cuadro de la
temperatura media (variable que se mide en
el Observatorio). Se consideran lluvias ácidas
cuando el pH de éstas es menor de 5,6. De la
base de datos recopilada se halló que de un
promedio de 219 lluvias 40 son lluvias ácidas
teniendo 30 de éstas un pH de 5,5; lo que
implica que un estudio en periodos más
largos determinaría con mayor precisión la
frecuencia de éstas hoy en día, para  lo cual
se continuaron las mediciones durante el año
de 1999 teniendo como resultado 3 lluvias
ácidas en los meses de noviembre y
diciembre. Para el estudio de turbidez
ambiental se logró realizar las mediciones el
año de 1999 en las diferentes longitudes de
onda turbidez se cuenta con una pequeña base
de datos, de junio-noviembre de 1999 y
aunque es un periodo corto nos sirve de
referencia para posteriores estudios.
Estudio del Cambio Climático
9
Tabla 1.  Los datos que se muestran en la tabla son el promedio mensual de los meses más
representativos en la toma de muestra. Cabe destacar que una medición en la ciudad de
Huancayo el 17 de setiembre de 1999 dió como resultado 364,00ppm de dióxido de
carbono.
Fecha Concentración en ppm
Ene-82 340,00
May-90 343,08
Ago-91 344,26
Sep-91 347,78
Ene-92 349,00
Tabla 2. Resultado de los datos recopilados
de lluvias ácidas en el periodo del 17 de
Octubre de 1989 al 23 de Diciembre de
1992.En el cual los datos de pH menores e
iguales a 5,5  son considerados ya lluvias
ácidas.
Tabla 3. Promedio de pH de lluvias
registradas en tres puntos de observación del
16 de Noviembre al 31 de  Diciembre de
1999, colaborador Renee Mendoza.
pH Frecuencia
4.5 1
5 1
5,5 1
6 5
6,4 1
6,5 21
6,77 1
6,8 1
7 3
Total de Muestras 35
pH Cantidad
4.5 1
5 9
5.5 30
5.75 2
6 72
6.5 92
7 13
Suma 219
C. Tazza
10
DISCUSIÓN DE RESULTADOS
Los resultados obtenidos son muy
importantes para las áreas de meteorología,
impacto ambiental y agrometeorología. El
incremento de dióxido de carbono e  el
Valle como se observa en la tabla Nº1 sugiere
realizar un estudio con la variable
temperatura  debido a que por la  absorción
infraroja del dióxido de carbono los rayos
infrarrojos y gases activos, principalmente el
vapor de agua, y ozono, que estan presentes
naturalmente en la atmósfera terrestre, hacen
que la absorción térmica de radiación IR sea
emitida por la superficie terrestre a la
atmósfera. La atmósfera esta calentada por
este mecanismo y , hace que retorne una
porción significante de esa energía emitida
por la radiación infraroja, actuando así en el
calentamiento de la superficie y en la baja
atmósfera. Como consecuencia el promedio
de la temperatura del aire en la tierra es de
30ºC más alta de lo que sería sin la absorción
y reirradiación de energía IR (Henderson
Sellers and Robinson, 1986; Kellogg, 1996;
Peixoto and Oort,1992). Este fenómeno causa
la aparición de algunas especies y extinción
de otras, incremento en los deshielos lo que
causa inundaciones en las riveras de los ríos y
lagunas (como fue el caso el 2 de enero de
1990, inundación en el Barrio Salcedo
aledaño al río Shullcas en El Tambo-
Huancayo). Este fenómeno es conocido
popularmente como “efecto invernadero”, y
los gases responsables de la actividad
infraroja por el efecto de referencia  son
conocidos como “gases del efecto
invernadero” quienes alteran cada vez más el
ciclo hidrológico.
Con respecto a lluvias ácidas es
necesario conocer que la lluvia proviene de la
evaporación o la transpiración (el vapor de
agua perdido por las plantas) y es
esencialmente pura. Cuando el vapor llega a
la atmósfera se condensa en partículas sólidas
y alcanza rápidamente un equilibrio con los
gases atmosféricos. Uno de estos gases es el
bióxido de carbono (CO2) que se disuelve en
el agua para formar ácido carbónico
(H2CO3). Este ácido es débil y se disocia
lentamente en agua destilada, generando
iones hidrógeno y iones de bicarbonato
(HCO3-). A concentraciones y presiones
normales del CO2 en la atmósfera el pH d  la
lluvia sería de 5.6, es decir, ligeramente
ácido. Otras sustancias que llegan a la
atmósfera tienden a modificar el pH para un
lado u otro. El ión amoníaco (NH4+) en la
lluvia tiende a aumentar el pH. Los gases
como el bióxido de azufre (SO2) y el sulfuro
de hidrógeno (H2S), que provienen de los
volcanes y de otras fuentes naturales también
pueden alterar la química de las
precipitaciones. En la atmósfera, tanto el SO2
como el H2S son oxidados e hidrolizados
para formar ácido sulfúrico. De manera
similar los óxidos de nitrógeno se convierten
en ácido nítrico. Si estos ácidos están
presentes en cantidades significativas, pueden
acidificar la lluvia por debajo de un pH de
5,6. La química de las precipitaciones
naturales, depende entonces de la cantidad
presente de varias sustancias en la atmósfera.
El ión amoníaco (NH4+) en la lluvia tiende a
aumentar el pH. Se ha emitido grandes
cantidades de óxidos de azufre y de nitrógeno
a la atmósfera como producto del uso de
combustibles fósiles y por la fundición de
minerales sulfurosos, especialmente en los
países fuertemente industrializados y
urbanizados como los del norte.  Los estudios
que se realizaron con respecto a lluvias ácidas
fueron más completos en los cuales no sólo se
recopilarón datos sino que se midió el pH de
las lluvias en los meses de noviembre y
diciembre de 1999, teniendo solo 3 lluvias
ácidas registradas en este periodo, al ser
comparados con los resultados obtenidos en
esos mismos meses el año de 1990 se
registraron 4, en 1991 se registraron 2  y en
1992 se registraron 2; es muy importante este
estudio porque afecta directamente  la
producción de los cultivos y al producirse la
filtración en los suelos se altera la acidez en
los ríos, lagos, lagunas y hace que la vida
acuática en estos se extinga, o llegue a
niveles bastante alarmantes; de los datos
recopilados se registró como mínimo valor de
Estudio del Cambio Climático
11
pH  ¡4,5!. Los datos indican que sobre
grandes extensiones de la Tierra, la lluvia y la
nieve actualmente son de 5 a 30 veces más
ácidas que el valor límite (pH de 5.6) para
zonas "limpias". La lluvia de tormentas
aisladas puede resultar desde varios cientos
hasta varios miles de veces más ácida de lo
esperada. La precipitación ácida ha sido
conocida durante muchas décadas en la
vecindad de las grandes ciudades y de las
plantas industriales como las fundidoras, pero
en la actualidad el fenómeno está mucho más
extendido. En grandes extensiones del este de
E.U., del sudeste de Canadá y de Europa el
pH anual promedio de las lluvias varía entre 4
y 4.5
Con respecto a turbidez ambiental
se trabajo  recopilando información acerca
del fenómeno y se define comolas pequeñas
cantidades de polvo que son elevadas por el
viento y que se quedan suspendidas en la
atmósferra. Las partículas de suelo son
ligeramente básicas, ó alcalinas ó lo contrario
a ácidas, en agua destilada y generan cationes
básicos (iones positivos) en solución como
calcio, magnesio, potasio y sodio (Ca++,
Mg++, K+ y Na+) y con bicarbonato
generalmente como el correspondiente anión,
o ión negativo. El amoníaco gaseoso en la
atmósfera es generado en gran parte por la
degradación de la materia orgánica. Las
actividades humanas han influido
significativamente sobre todo el globo
terráqueo. Se consideraron como parámetros
de medición la temperatura, diferentes
longitudes de onda (778nm,675nm,500nm y
368nm); además de la hora en la cual se
realizó la medición la que no puede durar más
de 30 segundos, de los datos medidos en el
observatorio se distingue una ligera
disminución del polvo atmosférico en la
zona. Es necesario calibrar el equipo para
poder validar datos que se están midiendo; ya
que se requieren datos sumamente precisos
para determinar que modelo matemático es el
más acertado para nuestra ubicación
geográfica e instrumento con el que
contamos.El estudio e investigación de este
fenómeno es complejo por la cantidad de
parámetros que se tienen que tener en cuenta
por ejemplo: la distancia del sol a la tierra,
hora internacional, nubosidad y vientos para
determinar el ángulo de inclinación entre la
partícula observada y la tierra.
Figura 1. Concentración de dióxido de carbono medido en el Observatorio de Huancayo,periodo de
muestreo 1982-1992. Dato de 1999 referencial de la ciudad de Huancayo.
340.00
343.08
344.26
347.78
349.00
364.00
Jan-82
May-90
Aug-91
Sep-91
Jan-92
Sep-99
C. Tazza
12
Figura 2. Emisión por el hombre y la naturaleza.
Figura 3. La radiación y su relación con la gases del efecto invernadero, se mue trra como se
refleja la radiación IR al llegar a la superficie terrestre. Nos muestra que hay una dispersión y
reflexión parcial.
4%1%
38%
57%
COMBUSTIBLES
FOSILES/PRODUCCIÓN DE
CEMENTO
DEFORESTACIÓN /CAMBIO
DE USO DE TIERRAS
RESPIRACIÓN 
SUPERFICIE DEL OCÉANO
Estudio del Cambio Climático
13
Figura 4. Relación entre radiación y turbidez ambiental, l 19% es absorbido por
 la atmósfera y las nubes y hace que se incremente la temperatura por la cantidad
de polvo que hay y eso se mide en la atmósfera (turbidez ambiental).
CONCLUSIONES
Es muy importante, desde el punto de
vista de la evaluación de las tendencias
mundiales, que los resultados procedentes de
un emplazamiento sean absolutamente
comparables con los de otro lugar, por este
motivo se consideró el estudio comparando con
otros lugares que investigan  estos mismos
fenómenos.
Por referencia, las actividades humanas
liberan cerca de 7 mil millones de toneladas
métricas de CO2 al año las que se suman a
más de 750 mil millones de toneladas que
están ahí debido a que el tiempo de
permanencia del CO2 es de 100 años según el
National Geografic Cambio Climático-
Enero1999, y que el vapor de agua a pesar de
ser uno de los principales gases del efecto
invernadero no ocasiona mayor efecto debido
a que su tiempo de permanencia es de 8
días.Al lograr una pequeña base de datos con
los registros realizados en observaciones
anteriores ayudaran a realizar posteriores
evaluaciones de los incrementos de CO2. Se
distingue en el periodo de tiempo medido, un
incremento en la cantidad de CO2 del 2 de
Junio de 1983 de 343,8 al 30 de Junio de
1989 de 356,66 ppm.
De la información recabada se concluyó que
la revolución industrial y la acidez de las
precipitaciones ha aumentado
espectacularmente en muchas partes del
mundo. Los registros de Lluvias Ácidas
fueron recabados e ingresados a una base de
datos, se obtuvo de un promedio de 219
lluvias 40 son lluvias ácidas teniendo 30 de
éstas un pH de 5,5; se registró una frecuencia
de lluvias ácidas de 1/5 lluvias, el mínimo pH
registrado fué de 4,5 en diciembre de 1999.
C. Tazza
14
Se cuenta con una base de datos de
turbidez ambiental de las  mediciones
realizadas año de 1999 en las diferentes
longitudes de onda  (778nm,675nm,500nm y
368nm); la base es de junio a noviembre de
1999 y aunque es un periodo corto nos sirve
de referencia para posteriores estudios.
AGRADECIMIENTOS
Agradezco al Dr. Mutsumi Ishitsuka
por su iniciativa e interés en la protección del
medio ambiente y a quienes r alizarón las
primeras mediciones de los parámetros que
miden la contaminación ambiental.
Al MSc. Hugo Trigoso, Ing. Jacinto
Arroyo por brindar todo el apoyo necesario
en la realización de este trabajo.
BIBLIOGRAFIA
Canby, T.Y. (1991). "After the storm",
National Geographic, Washington, agosto.
Earle, Sylvia A. (1992) "Assesing the damage
one year later", National Geographic,
Washigton, febrero.
El-Ashry, Mohamed (1991). "International
cooperation, the environment and global
security", Populi, Vol. 18, Nº 3.
Ford, Peter (1991). "Persian Gulf Cleanup
Has Only Just Begun", The Christian Science
Monitor, 14 de febrero, pag 13.
Hobbs, Peter and Radke, Lawrence (1992).
"Airborne Studies of the Smoke from the
Kuwait Oil Fires", Science, Vol. 256, 15 de
mayo.
Aedenat, CC.OO, UGT (1992). Una
propuesta para la climatización de edificios
Aedenat, CC.OO., UGT (1993). Plan de
Investigación y Desarrollo para las Energías
R novables
Aedenat, CC.OO., UGT (Junio 1994). Plan
para la promoción de la energía solar térmica:
colectores solares para la producción de agua
caliente sanitaria
WMO/UNEP (1990). Scientific Assessment
of Climate Change (Geneva) IPCC (1990)
Climate Change: the IPCC Scientific
Assessment (Cambridge University Press)
IPCC (1992) Climate Change 1992: The
Supplementary Report o the IPCC Scientific
Assessment (Cambridge University Press)
WMO/UNEP (1990). Scientific Assessment
of Climate Change (Geneva) IPCC (1990)
Climate Change: the IPCC Scientific
Assessment (Cambridge University Press)
IPCC (1992) Climate Change 1992: The
Supplementary Report o the IPCC Scientific
Assessment (Cambridge University Press).
CLIMATE CHANGE (1995). IMPACTS,
ADAPTATIONS, AND MITIGATION.
Summary forr Policymakers. Mountreal, 16-
20 Octuber 1995.
STABILIZATION OF ATMOSPHERRIC
GREENHOUSE GASES: PHYSICAL,
BIOLOGICAL AND SOCIO-ECONOMIC
IMPLICATIONS. IPCC Technical Paper III.
Intergovermental Panel o  Climate Change.
February 1997. Sir John T. Houghton of the
United Kingdom and Dr L. Gylvan Meira
Filho of Brrazil.
Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 15-22 .
15
EL ESTUDIO DE LA CAPA DE OZONO EN
EL OBSERVATORIO DE HUANCAYO
LUIS FERNANDO SUÁREZ SALAS
Departamento de Meteorología e Impacto Ambiental
luchoss@axil.igp.gob.pe
RESUMEN
El Instituto Geofísico del Perú - Observatorio de Huancayo ha sido uno de los pioneros
en el ámbito mundial en la medición de ozono estratosférico, importante protector atmosférico
de la radiación ultravioleta (UV). Iniciando mediciones terrenas en 1964 con un equipo
espectrofotométrico Dobson con el que realizó mediciones hasta el año de 1992. La puesta en
orbita de los satélites, Nimbus 7, Meteor 3, ADEOS y actualmente el Earth Probe, efectuados
por la NASA, han continuado recopilando información para esta ubicación en el periodo 1978 a
la fecha.
Esta continuidad, le da una especial importancia a estas mediciones además de ser un
importante aporte al entendimiento de los procesos atmosféricos en la región ecuatorial.
Cualquier cambio en esta zona es muy importante, no solamente, desde el punto de vista del
cambio en la distribución global de ozono, debido a que esta es la región de producción de
ozono, sino también a un mejor entendimiento de los procesos de la radiación ultravioleta,
porque la irradiancia solar en esta región es muy alta. Cualquier variación de UV será más
peligrosa en la región ecuatorial donde la capa de ozono es mínima y la penetración de la
radiación UV es máxima.
INTRODUCCION
El ozono (O3), es un componente
minoritario de la atmósfera terrestre, sin
embargo, es un importante protector de la
vida sobre la superficie terrestre debido a que
cumple la función de un filtro protector
contra la radiación ultravioleta (RUV),
principalmente de longitud de onda entre los
280 y 320 nm. [1]. La concentración máxima
de ozono se encuentra aproximadamente
entre los 20 y 27 Km. de altura [2],  esta
concentración ubicada en la str tósfera se le
denomina "la capa de ozono". La emisión de
compuestos clorados (ClOx) por la acción del
hombre, en las ultimas décadas, ha producido
un deterioro de esta [3]. En la ausencia de
corrientes atmosféricas, la distribución de
ozono estaría determinado por un balance
entre los procesos fotoquímicos que
producen ozono y aquellos que lo destruyen
[4]. El mecanismo de reacción extensamente
estudiado es el siguiente [5]:
O2 + hv1 è O
º + Oº
Oº + O2 + M è O3 + M
O3 + hv2 è O2 + O
º
Oº + O3 è 2O2
donde:
hv1, la energía correspondiente de la
región ultravioleta necesaria para que
ocurra la disociación, que es de una
longitud de onda menor de 240 nm;
hv2, la energía correspondiente de la
región ultravioleta necesaria para que
ocurra la disociación que es de una
l ngitud de onda menor de 320 nm; y
M, es el compuesto que sirve para
remover el exceso de energía producto de
la reacción y estabilizar el ozono.
El mecanismo de destrucción del
ozono con los compuestos destructores de
oz no es el siguiente:
X + O3 è XO + O2
O3 + hv è O2 + Oº
XO + Oº è X + O2
donde la especie X puede ser (X=H, Br,
Cl, así como N2O o radicales OHOCO)
[6] desencadenando la descomposición
del ozono (O3):
2O3 + hv è 3O2
L. Suárez
16
La región ecuatorial (20ºS a 20ºN)
produce contantemente oxigeno, debido a la
existencia de los bosques amazónicos y
africanos, luego este es transformado a ozono
por procesos fotoquímicos, lo que resulta con
la producción del 80% de ozono mundial [7].
Pero debido a las corrientes atmosféricas con
dirección a los polos, es que transportan el
ozono a latitudes más altas, siendo la zona
ecuatorial, la región con menor concentración
de ozono estratosférico en el mundo [8].
Debido a la importancia del ozono,
es que su medición ha sido una prioridad para
el Instituto Geofísico del Perú (IGP) -
Observatorio de Huancayo durante muchos
años.
EVALUACION DE LOS DATOS
El Observatorio de Huancayo, se
encuentra ubicado en la región ecuatorial,
latitud: 12º02'18.1"S al Sur y 75º19'22.0" al
Oeste, a una altitud de 3 313 m.s.n.m., en la
provincia de Huancayo del Departamento de
Junín, Perú. La necesidad de contar con datos
confiables de esta región hicieron que se
instale un espectrofotómetro Dobson [9, 10]
(Figura  1). Siendo, este Observatorio la
estación terrena principal de ozono # 110 y
tiene una secuencia de medición desde el 14
de febrero de 1964 hasta el 31 de Diciembre
de 1992. Siendo la más larga secuencia de
medición de América Latina.
Figura 1. Espectrofotómetro Dobson  # 110
usado desde 1964 a 1992. (Foto: NOAA)
Datos Dobson
Las mediciones de ozono realizadas
con un equipo Dobson se realizan de
forma indirecta, ya que lo que se mide
serán las intensidades relativas de pares de
l gitud de onda seleccionadas llamadas
A, C y D, emanadas desde el sol, la luna o
simplemente del cielo.
Así, midiendo la intensidad relativa
de apropiados pares de longitud de onda,
es posible determinar cuanto ozono hay
p esente en la atmósfera en ese momento,
en una columna de aire que se extiende de
la superficie hasta el tope de la atmósfera,
en los alrededores del instrumento.
Resumiendo: si tomamos dos
longitudes de onda A y D, en las cuales el
valor de la dispersión (scattering), es muy
parecido pero que tienen distinta
absorción para el ozono; la diferencia
recibida en el instrumento será solo la
debida al ozono [11].
Estos datos evaluados están
disponibles en el World Ozone and
Ultaviolet radiation Centre (WOUDC)
[12].
Datos Toms
Posteriormente, la secuencia de
mediciones ha continuado con los satélites
enviados por la NASA para su programa
Total Ozone Mapping Spectrometer
(TOMS) a partir de 1978 hasta la fecha
(Figura  2). El programa TOMS se ha
basado en el lanzamiento, hasta la fecha,
de cuatro satélites meteorológicos los
cuales llevan en su interior diversos
equipos de monitoreo atmosférico, entre
los cuales esta el espectrómetro medidor
de ozono (TOMS) estos satélites
circundan la tierra a una altura de 700
Km. de altura. Es un sensor óptico que
mide el albedo, el reflejo de la superficie
terrestre de la radiación difusa y radiación
solar directa, de la atmósfera terrestre en
seis anchos de espectro de banda. El
ozono total contenido es interrelacionado
con cambios de la radiación solar cercana
a la longitud de onda ultravioleta de modo
que la distribución espacial del ozono
Estudio de la Capa de Ozono.
17
total puede se deducido por observaciones de
diversas bandas cercanas al ultravioleta.
Figura 2. Esquema del dispositivo óptico
para la medición de ozono total en el interior
de los satélites del programa Total Ozone
Mapping  Spectrometer (TOMS) de la NASA.
(Foto: NASDA)
El campo de visión (field of view,
FOV) es de 3 x 3 grados y su ángulo de
barrido es +/- 55.5 grados (prox. 2 800 Km.
de la superficie de nivel) a lo largo del eje.
[13] Estas características permiten que el
TOMS pueda cubrir la completa superficie
terrestre en un solo día.
Según los trabajos realizados por el
Dr. Rumen Bojkov, científico principal de la
Organización Mundial de Meteorología
(OMM), indica que los datos de TOMS son
~2% más grandes que las mediciones
terrenas. Además, anota que la disminución
brusca del ozono en 1991-1992 podría ser el
resultado de una fuerte anomalía de la
oscilación cuasi-bienal (QBO) en 1992, mas
el efecto de la erupción en 1991 del volcán
Pinatubo en Italia [14].
FACTORES INFLUYENTES EN EL
OZONO ECUATORIAL
Los principales factores para la variación
"natural" del ozono en la región ecuatorial
son: la variación anual, la oscilación cuasi-
bienal (QBO), el Niño (ENSO) y el ciclo
solar [15].
Variacion anual. Las variaciones de
ozono en la región ecuatorial son
estadísticamente insignificantes, teniendo
los valores de tendencia de -0.5±1.3 de
promedio anual; -0.3±1.6 en el periodo
verano - otoño y -0.7±1.3 en el periodo
invierno - primavera [16]. Lo que nos han
demostrado los valores analizados (1964-
1992) es lo peculiar de la concentración
de ozono en esta región, mientras que para
el mes de setiembre a nivel mundial surge
la preocupación por el hecho de la
formación del agujero de ozono y un
descenso en el promedio mundial, los
promedios obtenidos para esta ubicación
nos indican que es el mes de mayor
concentración de ozono. Esto se debe al
hecho de que con llegada de la primavera
la incidencia de los rayos solares es mayor
por lo que la producción de ozono en el
cinturón ecuatorial aumenta [17].
La oscilacion cuasi-bienal (QBO). Es la
alternancia de regímenes de vientos del
oeste y del este en la estratosfera en
latitudes ecuatoriales con una periodicidad
de aproxiamadamente 24 a 30 meses. La
alternancia tiene efectos considerables
sobre el transporte atmosférico. Cuando
los vientos estratosféricos son del oeste,
se oberva una deficiencia de ozono del 6
al 8% en latitudes medias a polares.
Comúnmente se registra un superávit
similar, cuando estos son del este [18].
El niño (ENSO), EL Niño Southern
Oscilation). Ciertas publicaciones han
demostrado que ENSO registra una
alteración en el ozono total del cinturón
ecuatorial, teniendo una escala de tiempo
característico de cerca de 4 años. Se ha
demostrado que hay una diferencia
longitudinal cuando ENSO ocurre en la
región ecuatorial: durante los eventos de
El Niño hay anomalías positivas en el
Pacífico Occidental y negativas en el
Pacífico Oriental, esta fenómeno se
invierte durante La Niña (anti El Niño).
[19]. También en la región ecuatorial, los
valores promedio de ozono son más
pequeños durante El Niño que durante los
eventos de La Niña [20].
L. Suárez
18
Dobson
Nimbus7
Meteor3
Earth Probe
Adeos
210
220
230
240
250
260
270
280
Fe
b
6
4
Ju
l6
5
D
e
c6
6
M
a
y
6
O
ct
6
9
M
a
r7
1
A
u
g
7
2
Ja
n
7
4
Ju
n
7
5
N
o
v
7
6
A
p
r7
8
S
e
p
7
9
Fe
b
8
1
Ju
l8
2
D
e
c8
3
M
a
y
8
O
ct
8
6
M
a
r8
8
A
u
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8
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Ja
n
9
1
Ju
n
9
2
N
o
v
9
3
A
p
r9
5
S
e
p
9
6
Fe
b
9
8
Ju
l9
9
Figura 3. Mediciones de ozono total Dobson-TOMS (Concentración de ozono en unidades
Dobson)
GRAFICO DE LA VARIACION MENSUAL (1964-1992)
245
250
255
260
265
Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Set Oct Nov Dic
Figura 4. Variación mensual de ozono (Datos empleados son los registrados por el equipo
Dobson, concentración de ozono en Unidades Dobson)
VARIACION ESTACIONAL DE OZONO REGISTRADA EN EL 
OBSERVATORIO DE HUANCAYO (1964-1992)
227,58
269,24
220
230
240
250
260
270
280
1964 1966 1968 1970 1972 1974 1976 1978 1980 1982 1984 1986 1988 1990 1992
Verano
Otoño
Invierno
Primavera
Figura 5. Variación estacional de ozono (Datos empleados son los registrados por el equipo
Dobson, concentración de ozono en Unidades Dobson)
INSTRUMENTO PERIODO
DOBSON 14/02/1964-31/12/1992
NIMBUS 7 01/11/1978-06/05/1993
METEOR 3 22/08/1991-24/11/1994
ADEOS 11/09/1996-29/06/97
Estudio de la Capa de Ozono.
19
El ciclo solar. El sol se caracteriza por tener
un ciclo natural de mayor actividad, que se
repite periódicamente cada 11 años,
aproximadamente. Las emisiones solares
afectan el ritmo de formación de ozono. Las
observaciones realizadas sobre varios ciclos
solares desde el decenio de 1950, muestran
que los niveles totales de ozono global
disminuyen del 1 al 2% desde el máximo al
mínimo de un ciclo solar típico [21].
OZONO Y RADIACION
ULTRAVIOLETA
La radiación solar más conocida es la
visible, sin embargo existen otras bandas tan
importantes como son el ultravioleta  y el
infrarrojo. La radiación ultravioleta (RUV)
comprende desde 100-400nm, siendo el 8.3%
de la energía solar total. Para un mejor
estudio la RUV ha sido dividida en tres: UV-
A entre 400 y 320 nm; UV-B entre 320 y 280
nm; y UV-C entre 280 y 100nm. [22]. UV-A
llega normalmente a la superficie terrestre, el
ecosistema terrestre a través de miles de años
de adaptación ha logrado adecuarse a este
tipo de radiación. UV-B es fuertemente
absorbida por el ozono de la atmósfera
terrestre, causando una variación muy fuerte
debido a la concentración variable de ozono
Un incremento de UV-B tiene
muchos efectos adversos sobre la Tierra, en
la salud humana y animal, los ecosistemas
terrestres, los ecosistemas acuáticos, los
ciclos biogeoquímicos, la calidad del aire y
los materiales [23]. UV-C es la franja más
energética, pero es totalmente absorbida por
la atmósfera terrestre.
Hay evidencia muy clara,
experimental, de que un incremento en la
radiación UV (RUV) sobre la superficie
terrestre esta directamente relacionado con
una disminución de ozono en la atmósfera.
Los niveles de ozono estratosférico están en
su punto mas bajo, por lo que el nivel de
RUV, de manera específica UV-B, estará en
su máximo valor [24].
La ubicación del Observatorio esta
influenciada por ciertos factores que podrían
incrementar los niveles de RUV. Hay cuatro
factores principales que afectan de manera
directa el nivel de radiación UV a la que
esta expuesta una ubicación geográfica
[25]. Los cuatro factores mencionados
son:
El ángulo de incidencia con que los rayos
solares llegan a su superficie. La región
ndina se ubica en la zona ecuatorial
donde la radiación solar llega de manera
directa y frontal, casi perpendicular, es
decir, con un ángulo de incidencia
cercano a los 90º. Además, la región
ecuatorial, es la que menor longitud de la
atmósfera tiene, la atmósfera es delgada
en la región ecuatorial y  más amplia a
medida que se acerca a los polos, por lo
que se recibe grandes flujos de RUV
durante todo el año.
La cantidad de nubes de la ubicación. Los
cielos de esta región en gran parte del año
lucen con pocas nubes, que puedan
disminuir los niveles de radiación UV.
La altitud (metros sobre el nivel del mar)
a la que se encuentra la ubicación. El
Observatorio se encuentra por encima de
los 3000 metros del nivel del mar, esto
hace que la atmósfera pueda protegernos
aún menos de la radiación UV. Estudios
previos han mostrado que radiación UV-B
incrementa en un 10-20% por cada 1000
metros de incremento en la altitud [26].
La cantidad de ozono total que protege a
la ubicación. El ozono producido en la
región ecuatorial es llevado hacia los
polos; llevando este a latitudes más altas
(Europa, Norteamérica, Australia, etc.).
Como consecuencia la región ecuatorial
tiene la capa de ozono más delgada.
Es necesario mencionar además,
que en las mediciones que hace el satélite
TOMS, se nota claramente el alto nivel de
radiación UV al que esta expuesta el
hemisferio sur y nuestra ubicación.
(Figura 6). También, las mediciones
tomadas en Pennang, Malasia (5.3ºN)
demuestran la existencia de valores
máximos promedios para las regiones
ecuatoriales en los meses de Marzo y
Setiembre con valores de UV-B total
L. Suárez
20
1.43*104 J y radiación global 1.77*107J. [27].
Estos valores son similares a los
obtenidos en Natal (5.9ºS), Brasil [28, 29],
notándose que este valor es característico de
la región ecuatorial.
Trabajos realizados en el Lago
Titicaca (16ºS) indican una inhibición de
hasta un 80% en la producción de la
fotosíntesis en el fitoplancton sobre la
superficie del lago debido a la RUV [30].
Además, se ha comprobadoa la relación
de incremento de UV-B e inhibición de la
fotosíntesis marina e  la región andina del
cinturón ecuatorial [31].
Figura 6. Registro satelital de radiación UV del TOMS, donde se nota los altos niveles que
llegan a la región ecuatorial y al Perú.
CONCLUSIONES
El Observatorio de Huancayo tiene
una secuencia de medición de mucha
importancia, debido a que se iniciaron antes
de las variaciones bruscas en la atmósfera,
causadas por el hombre. Este registro ha
permitido tener un mejor entendimiento de
los procesos atmosfericos y la radiación
ultravioleta (RUV) en la región ecuatorial,
asi como también la influencia de otros
factores (QBO, ENSO, ciclo solar, altitud,
etc.) en la formación, destrucción y
transporte del ozono.
La región ecuatorial es muy
importante en el estudio de los procesos
de formación, destrucción y transporte de
ozono. Podría ser una ubicación adecuada
para el estudio de la respuesta de los
organismos a elevados niveles de RUV,
incluyendo la UV-B.
 Se ha determinado que los niveles
de RUV sobre esta región son elevados, lo
cual hace necesario una permanente
vigilancia y una adecuada evaluación de
los riesgos a los que están expuestos los
seres vivos, además de estar cerca de la
ciudad más poblada de la región andina
del Perú.
Estudio de la Capa de Ozono.
21
AGRADECIMIENTOS
Al MSC. Hugo Trigoso por toda la
confianza, el apoyo y la libertad para la
realización de este trabajo. Al Ing. Jacinto
Arroyo. y a todos aquellos científicos,
“amigos del ozono”, quienes me regalaron
minutos de su apretada agenda para darme
y/o enviarme la información necesaria para el
estudio del ozono: Drs. Richard McPeters,
Rumen Bojkov, Patrick Neale, Volker
Kirchhoff, Edward Hare, Jim Scanlon, Jay
Herman, Virginia Villafañe, Jim Easson, Ralf
Sande, George Janson.y todos aquellos que
“lograron” realizar esta labor.
BIBLIOGRAFIA
[1] Brasseur, G., y S. Solomon, Aeronomy
of the middle atmosphere, 441 pp.,
Norwell, Mass., D. Reidel., 1984.
[2] Randel, W., Stolarski, R., Cunnold, D.,
Logan, J., Newchurch, J., y Zawodny,
J., Trends in the Vertical Distribution
of Ozone, Sciene, 285, 1689, 1999.
[3] Molina, M., y Rowland, F. S., Nature,
249, 810 (1974); Crutzen, P.,
Geophysics Research Letters 1, 205,
1974.
[4] Salby, M., y Garcia R., Dynamical
Perturbations to the Ozone Layer,
Physics Today, March, 1990.
[5] Chapman, S., A theory of upper-
atmospheric ozone, Mem. Roy.
Meteor. Soc. 3, 103-125 (1930).
[6] Molina, M., et al., 1974
[7] Easson, J., comunicación e-mail, 1999.
[8] Salby, M., et al., 1990.
[9] Dobson, G. M. B. y Harrison, D. N.
Proc. Roy. Soc. A, 110-160, 1926.
[10] Dobson, G. M. B. Proc. Roy. Soc. 43,
324, 1931
[11] Komhyr, W. D., Operation handbook -
Ozone observations with a Dobson
Spectrophotometer, NOAA
Environmental Research
Laboratories, 1980.
[12] Hare, Edward, World ozone and
ultraviolet data centre, Environmet
Canada, Canada, 1999.
[13] McPeters, R., Bhartia, P., Krueger,
A., y Herman, J., Earth Probe Total
Ozone Mapping Spectrometer
(TOMS) Data products user's
guide, Goddard Space Flight
Center, NASA, 1998
[14] Bojkov, R., y Fioletov, V., Total
ozone variations in the tropical belt:
An application for quality of
ground based measurements,
Meteorology and Atmospheric
Physics, 58, 223-240 (1996)
[15] Bojkov, R., et al., 1996
[16] Albritton, D.L., Aucamp, P.J.,
Megie, G., Watson, R.T. (Eds.),
Scientific assessment of ozone
depletion: 1998, en: Global Ozone
Research and Monitoring Project,
World Meteorological
Organization, Geneva, 1998.
[17] UNEP, The impact of ozone-layer
depletion, UNEP/GEMS
Environment Library No 7, 1992.
[18] Bojkov, Rumen, La cambiante capa
de ozono, Organización Mundial de
Meteorología y Programa de las
Naciones Unidas para el Medio
Ambiente, 1995.
[19] Shiotani, M., Annual, quasi-
biannual and El Niño-Southern
Oscillatio (ENSO) time scale
variationsin equatorial total ozone,
Journal of Geophysics Research,
97, 7625-7633, 1992.
[20] Bojkov, R., et al., 1996.
[21] Bojkov, R., et al., 1995.
[22] Kirchhoff, V.W.J.H., Ozonio e
Radiacao UV-B, Transtec Editorial,
Brasil, pp. 70, 1995
L. Suárez
22
[23] Van der Leun, J.C., Tevini, M., Tang,
X. (Eds), Environmental Effects of
Ozone Depletion: 1998 Assessment,
United Nations Environment
ProgrammeNairobi, 1998.
[24] Madronich S., McKensie R.L., Bjorn,
L.O., Caldwell, M., Changes in
biologically active ultraviolet radiation
reachin the Earth's surface, Journal of
Photochemistry and Photobiology B:
Biology, 46, 5-19, Elsevier Science
S.A. 1998.
[25] Frederick, J.E., Snell, H.E., Haywood,
E.K., Solar ultraviolet radiation at the
earth's urface, Photochem. Photobiol,
50, 443-450, 1989.
 [26] Andrade, M., Forno, R., Palenque
E.R. y Zaratti, F., Estudio preliminar
del efecto de la altura sobre la
radiación ultravioleta B, Revista
Bolivariana de Fisica, 4, 14, 1998.
 [27] Ilyas, M., Pandy, A., Hassan,
S.I.S., UV-B radiation at Penang,
Atmospheric Research, 51, 141-
152, 1999.
[28 ] Kirchhoff, V.W.J.H., 1995.
[29] Kirchhoff, V.W.J.H., Casiccia, S. y
Zamorano, F., The ozone hole over
Punta Arenas, Chile, Journal of
Geophysical Research, 102, no. D7,
8945-8953, 1997.
[30] Villafañe, V.E, Andrade, M.,
Lairana, V., Zaratti, F., y Helbling,
W., Inhibition of phytoplankton
photosynthesis by solar ultraviolet
radiation: studies in Lake Titicaca,
Bolivia, Freshwater Biology, 42,
215-224, 1999.
[31] Cullen, J.J., y Neale, P.J.,
Ultraviolet radiation, ozone
depletion, and marine
photosynthesis., Photosyntesis
research, 39, 303-320, 1994.
Revista de trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 23 - 28.
23
ESTUDIO DE NECESIDADES HIDRICAS DE DOS ECOTIPOS DE
MACA EN EL VALLE DEL MANTARO
IVANA CORTES JURO
Departamento de Meteorología e Impacto Ambiental
ivanac@axil.igp.gob.pe
RESUMEN
El objetivo del trabajo de investigación fue  medir el consumo de agua de dos ecotipos
de  maca durante su desarrollo vegetativo del cultivo, cuyo estudio se realizo  a una  altitud de
3,300 metros sobre el nivel del mar, para ello se registraron datos  climatológicos  y lisimétricos.
Dicho trabajo se desarrollo utilizando seis lis metros de drenaje simple según el diseño
experimental  propuesto, los cuales sirvieron para medir la vapotranspiracion Real del cultivo
en estudio,  registrándose datos de nivel del percolante y lamina de agua por ecotipo,  así
mismo se utilizó el  evapotranspirometro tipo Thornthwaite Modificado existente en el
observatorio de Huayao, el cual sirvió para registrar datos de evapotranspiración potencial  en
mm/día del cultivo de referencia o rey grass cuyos resultados se utilizaron para realizar los
cálculos del consumo de agua por planta.
También se registraron observaciones f nológicas del cultivo, para realizar la
estimación   por el método de FAO, para tal fin  se utilizaron  los datos de  cobertura de planta
en porcentaje, dividiendo el  crecimiento del cultivo  en cuatro  etapas  fenológicas  para dichas
evaluaciones fue necesario utilizar los datos climatológicos como son temperatura media,
Humedad Relativa, precipitación y horas sol.  Después de evaluar la ev potranspiración Real y
Potencial por el método Lisimétrico, se pudo apreciar que los volúmenes de agua para ambos
eco tipos en cada etapa fonológica fueron similares , observándose que en la etapa de plena
formación del hipocotilo el consumo de agua por la planta fue superior en comparación a otras
etapas fenológicas asimismo sobre las curvas de uso consuntivo se puede observar que existe
diferencia significativa con la curva elaborada  por el método de FAO, acentuándose una ligera
subestimación del cotipo variegado con  relación al método lisimétrico y una sobre estimación
del ecotipo Crema  con respecto al método de FAO.
INTRODUCCIÓN
Lepidium  meyenii (maca) es un
cultivo en la actualidad ampliamente
distribuido  en el Perú, lo cual antes se
restringía  solo al departamento de Junín; se
sabe que el rango de adaptación de este
cultivo es bastante amplio, con resultados
satisfactorios, su producción se limita a una
sola temporada al año, sembrando solo en
periodo  de lluvias. No siendo posible
sembrar en periodo seco,  debido al
desconocimiento de las necesidades de
riego. En la actualidad en las zonas donde
se cultivan este  gran alimento no se aplica
agua de riego, ya que el desarrollo de su
siglo vegetativo  coincide con las
precipitaciones, de esta manera solo se
obtiene el producto  en una solo época del
año, restringiendo el cultivo a una baja
producción y productividad.
Se trabajo con una serie de datos
meteorológicos actuales e históricos
además se trabajo con aparatos lisimetricos
que permitieron determinar la
evapotranspiración del cultivo en sus
diferentes estados de desarrollo
determinándose evapotranspiración
potencial (ETP). Con estos valores podrá
calcularse la posible área a regarse  en base
a un volumen disponible de agua. Se podría
lograr un incremento  en la producción y
productividad de maca dando solución a la
mejora de las técnicas de producción del
cultivo  dando  un aporte   al agricultor en
cuanto al uso y manejo del agua de riego,
por  ello  que los objetivo de esta
investigación fueron:
I. Cortez
24
Estimar el consumo de agua de dos
ecotipos de Maca en el valle del Mantaro.
Determinar el consumo  de agua de cada
ecotipo  del cultivo de maca
MATERIALES Y METODOS
Información  Meteorológica
La infor-mación meteorológica
consiste en series de datos  mensuales de
temperaturas medias horas sol,
precipitación, Humedad relativa los cuales
fueron registrados durante el desarrollo del
trabajo de investigación periodo
comprendido 1990- 1999, realizadas en la
estación del observatorio de Huayao,
Instituto Geofísico del Perú.
Su ubicación geográfica es:
Latitud Sur : 12º 02' 18,1"
Longitud Oeste : 75º 19' 22"
Altitud : 3313 m.s.n.m.
Suelos
De acuerdo del análisis  de suelo
realizado antes del experimento se tomo en
consideración las características. Ph,
materia orgánica, capacidad de campo,
densidad real y densidad aparente
Método Empleado . para determinar la
evapotranspiracion potencial del cultivo se
han empleado los métodos disimétricos
teniendo el vapotranspirametro modificado
registrándose los valores todos los días
registrándose los valores pluviométricos
para la mejor interpretación de resultados
del presente trabajo se realizaron trabajos
de evapotranspiracion de datos de nueve
años  empleado el método de Hargreaves.
Diseño  e instalación de lisímetros y
mediciones efectuados
 Los lisímetros empleados fueron
construidos de cilindro e
impermeabilizados interior y exteriormente
con pintura  anticorrosiva, a 20cm de la
base de cada lisimetro se soldó alambres y
se superpuso mallas  de 1cm de diámetro.
La que sirvió  de división  entre la cámara
del percolante  y el sistema suelo. Sobre la
malla se coloco grava gruesa y arena
colocándose un tubo de PVC, de dos
pulgadas de diámetro esto para realizar las
m diciones  del nivel del percolante con
una rejilla graduada si el agua superaba los
18cm se  evacuaba utilizando  una bombilla
manual de agua.
 Las lecturas en los isímetros se
han considerado solo después de la
germinación de las plantas realizadas a los
quince días después de la siembra las
lecturas se hicieron diariamente, las
observaciones  realizadas  en el cultivo
fueron para determinar los periodos
vegetativos  para el calculo  por el método
de FAO.
RESULTADO Y DISCUSION
 Lámina total de Agua Aplicado por
lisímetro y Volumen Total de Agua por
Hectárea. En la Tabla 1 se observa que el
volumen total utilizado por los tratamientos
en el desarrollo de su período vegetativo se
muestra que el máximo requerimiento de
agua  se observa en el  ecotipo variegado
con un promedio de  78.83 cm igualmente
el máximo requerimiento de agua para el
ecotipo crema  con un  promedio de 75.35
cm. Las mismas que en volumen aplicado
por hectárea representan, los valores
promedios 7883 m3 /ha y 7535 m3/ha
siendo valores promedios para los ecotipos
mencionados respectivamente.
Este consumo de agua por los tratamientos han
tenido diferencia significativa para el
rendimiento  del cultivo. Rendimiento por
Lisímetro y por Hectárea en Kilogramos.
Necesidades Hídricas de dos Ecotipos de la Maca.
25
Tabla 1.  Requerimiento de agua por el cultivo de maca
Tratamiento Cm/día Lamina total cm M3/ha
Periodo
Vegetativo.
L1
L3
L6
0.34
0.33
0.34
76.88
73.78
75.38
7688
7378
7538
238
238
238
Promedio Ec 0.34 75.35 7535
L2
L4
L5
0.34
0.37
0.35
76.58
82.45
77.45
7658
8248
7748
238
238
238
Promedio Ev 0.35 78.83 7883
Se puede observar en la Tabla 2
que se han logrado obtener  los mayores
rendimientos promedios por lisímetro con
un distanciamiento de 13 cm entre  plantas.
El cual ha sido calculado por hectárea, se
obtuvo para el ecotipo variegado,  donde se
aplicó una mayor lamina de agua,
lográndose obtener  un promedio  para el
ecotipo   de 7642.00 kilogramos por
hectárea. De la misma manera el promedio
en rendimiento para el ecotipo crema se
determinó  de 6933.07 kilogramos por
hectárea promedio.
Si lo comparamos con los rendimientos
promedios de la zona meseta de bombón (Junín
y Pasco) de 7000.kilogramos por hectárea
(distanciamiento entre plantas de 8 cm de
distancia aproximadamente), se observa que se
mantiene el nivel optimo de producción Curva
de coeficiente de cultivo Kc de maca para los
ecotipo Crema y Variegado calculado por el
métodode FAO.
Tabla  2.  Rendimiento obtenido por lisimetro
Tratamiento Kg/lisímetro Kg/ha
L1
L3
L6
0.196
0.158
0.177
7680.00
6179.50
6939.70
Promedio Ec 0.177 6933.07
L2
L4
L5
0.129
0.250
0.206
5043.00
9800.00
8083.00
Promedio Ev 0.195 7642.00
Se puede observar en las figuras 1 y 2 que estos coeficientes varían por ecotipos,  los
datos de consumo de agua inicial para el ecotipo crema y variegado son mínimos, esto se
desarrollo  interpolando, valores de clima dispuestos por la FAO para fijar un valor de Kc para
la etapa inicial   Aumentando los valores de  Kc hasta llegar a la etapa de máximo  desarrollo
existiendo una ligera diferencia entre ecotipos, a partir de esta etapa  la curva disminuye
paulatinamente.
I. Cortez
26
Figura 1.  Curva de coeficiente de uso
consuntivo de maca ecotipo crema metodo
FAO.
Figura 2.. Curva de coeficiente de uso
consuntivo de maca ecotipo variegado
metodo FAO
CONCLUSIONES
Al finalizar el presente trabajo de
investigación titulado estudio de las
necesidades hídricas  de dos ecotipos de
maca  en el valle del Mantaro  Huayao, se
puede enunciar lo siguiente:
Los valores del coeficiente del
cultivo Kc para los dos ecotipos de maca,
alcanzaron su máximo requerimiento
hídrico entre la etapa de desarrollo y
maduración, alcanzando valores de Kc de
1.19 y 1.20 para los ecotipos crema y
variegado respectivamente, a partir de esa
etapa los valores de Kc comenzaron a
disminuir paulatinamente hasta la cosecha.
El promedio total de agua utilizado
por el cultivo fue para el ecotipo crema
75.35 cm  y para el ecotipo variegado  de
78.85 cm  de lamina de agua  la cantidad ha
utilizarse por hectárea   7735 metros
cúbicos   y 7885  metros cúbicos por
ecotipo respectivamente siendo necesario
para el desarrollo del cultivo.
Al iniciarse la comparación de las
curvas de uso consuntivo (Kc) de Maca
para ambos ecotipos se concluye que la
curva calculado por el método de FAO
según las etapas de desarrollo del cultivo,
presenta una sobre estimación para el
ecotipo variegado al método de FAO, y una
sub estimación por el mismo método para el
ecotipo crema.
Del rendimiento promedio total
cosechado por lisimetro se concluye que el
mayor rendimiento alcanzo el ecotipo
variegado con un promedio de 7642.3 kg/ha
y el promedio para el ecotipo crema fue de
6939.30 kg /ha siendo estos resultados
óptimos en comparación  con los
rendimientos que se obtienen en la Meseta
de Bombón  (Junin y cerro de Pasco), para
tal rendimiento se concluye que el factor
agua es importante para elevar la
producción de este cultivo.
De acuerdo a los resultados del
análisis  bromatológico realizado  del
cultivo y  comparando con los datos
bromatologicos existentes a una altitud de
(3500 a 4000 m.s.n.m.),  se concluye que a
una altitud de 3313 metros sobre el nivel
del mar,  los valores  de proteínas,
carbohidratos, minerales alcanzan valores
mayores  en comparación con los datos ya
existentes (mas de 3500m.s.n.m. ).
BIBLIOGRAFIA
ALFARO,   P.  Y ARTEAGA, M. (1999).
Resumen del curso Taller Internacional
sobre maca. UNAM, Perú
 AVIDAN, A. (1994). Determinación del
régimen del los cultivos  (fascículo Nº 1 y
2) ministerio de agricultura Estado de
Israel.
30 60 90 120 150 180 210 240
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
1.2
1.4
COSECHAMADURACIONDESARROLLOINICIAL
Kc
Jul      Agos   Set     Oct         Nov         Dic          Ene       Feb      Mar
30 60 90 120 150 180 210 240
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
1.2
1.4
COSECHAMADURACIONDESARROLLOINICIAL
K
c
Jul       Ago       Set        Oct       Nov        Dic       Ene       Feb        Mar   
Necesidades Hídricas de dos Ecotipos de la Maca.
27
 BIDWELL, R.G.S. (1993). Fisiología
vegetal. Editorial Agt. Editor, México
 BOOHER, L. (1976). El riego superficial.
Colección FAO fomentos de tierra y agua
Nº3 Organización de las Naciones unidas
para la agricultura y la alimentación, Italia.
 CALZADA, B. (1979). Métodos
Estadísticos para investigación. Editorial
Jurídica S. A. Lima – Perú.
 DELZO, C. (1983). Calculo del uso
consuntivo (Kc) de una variedad precoz de
papa en el valle del Mantaro Método
lisimetrico. Tesis, UNAM. Lima –Perú.
DEVLIN, R. (1982). Fisiología Vegetal.
Ediciones Omega, S.A. Barcelona.
 DOOREMBOS, J. Y PRUITT, W. (1979).
Las necesidades de agua de los cultivos,
estudio de la FAO: Pub. Nº 24   Roma  -
Italia.
 HARGREAVES, G. (1976). Manual de las
necesidades de agua de  los cultivos bajo
riego y agricultura en secano.
 HAUSENBERG, A (1988). Relaciones
suelo agua planta  editorial Dimensión
Estado de Israel.
JURADO, R. (1981). Determinación del
coeficiente de uso consuntivo de cinco
cultivos andinos y la evapotranspiración
potencial del rey grass por cuatro métodos
diferentes. Tesis. U.N.C.P. Huancayo –
Perú.
 KRAMER, P.  (1990). Relaciones hídricas
del suelo y planta. Editorial Harla, México.
QUIROS, C. (1999). Resumen curso taller
internacional sobre maca. UNAM. Perú.
QUISPE, J. GARAY,  O. 1980. Boletín
sobre la evapotranspiración potencial en el
valle del Mantaro, proyecto de pequeña y
mediana irrigación. Instituto de
Investigación y Promoción Agraria.
 SALAZAR, L. (1979). Guía para estudios
de evapotranspiración en riego superficial.
Ministerio de Agricultura. Lima– Perú
SALYSBURY  Y ROSS. (1994). Fisiología
vegetal.
VASQUEZ, A. y CHANG, N.  (1989).
Principios básicos del riego. Concytec.
Lima – Perú.
Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 29 - 36.
29
ANALISIS DE LAS PRECIPITACIONES QUE CAUSARON
DESASTRES EN EL PERU, DE ENERO A MAYO DE 1999
JOSE MAMUEL GALVEZ CHAVARRI
Centro de Predicción Numérica del Tiempo y Clima
jose@chavin.igp.gob.pe
INTRODUCCION
Durante el periodo de prácticas
realizadas en el Instituto Geofísico del Perú,
en el Centro de Prevención Numérica del
Tiempo y Clima se ejecutaron  los
siguientes trabajos:
Actualización de las temperaturas
extremas observadas (página web).
Se obtuvo la información
meteorológica sinóptica vía internet,
cortesía de la FSU (Florida State
University). Se decodificó la información
obteniendo las temperaturas máximas y
mínimas del día para las estaciones de
Talara, Piura, Lima, Arequipa, Cuzco,
Juliaca, Iquitos, Pucallpa, Tingo María y
Puerto Maldonado. Los datos de la estación
de Huayao se obtuvieron mediante FTP a la
estación de Huayao (Chupaca, Junín).
Luego se colocó la información en la
página web del CPNTC actualizando un
archivo de datos de temperatura y corriendo
programas encargados de cambiar los
gráficos de la página web.
Validación de la precipitación
pronosticada por el modelo MM5.
Se comparó la precipitación
pronosticada por el modelo MM5 con la
precipitación estimada por imágenes de
satélite y con los datos de precipitación
observados en los aeropuertos del país. El
trabajo se realizó de manera diaria y se
contempló el siguiente procedimiento :
Precipitación observada : Se obtuvo los
datos de precipitación observada del código
SYNOP por medio del internet. Se
decodificó la información de precipitación
observada en todas las estaciones de Perú
que la reportaron. Estos datos se colocaron
n tablas.
Precipitación estimada : Se obtuvo los
gráficos de precipitación estimada por
satélite y se aproximó los valores para cada
estación según la escala del gráfico. Se
colocó esta información en tablas.
Precipitación pronosticada por el modelo
MM5: Se realizó el mismo procedimiento
que en el caso anterior.
Verificación de la corrida y llegada de los
datos del modelo MM5.
Se entró a la cuenta de MODELO
en la workstation HUASCARAN. Se utilizó
el comando de UNIX “ps ux” para observar
los procesos que se llevaban a cabo en la
workstation. Para que el modelo estuviese
corriendo, el CPU debía estar en  más del
180%.
Las veces que no ocurrió lo
anterior, se procedió a ingresar a CPTEC
(Brasil) a la cuenta del Dr. Nilo Figueroa,
para obtener la información manualmente
vía FTP. Luego se corrió el modelo
manualmente con un programa establecido.
Redacción de artículos sobre fenómenos
meteorológicos resaltantes.
Se actualizó esporádicamente la página
web “El tiempo que hace noticia”, en la
cual se presentan informes sobre los
J. Galvez
30
fenómenos meteorológicos más resaltantes
ocurridos durante el periodo de prácticas,
con la colaboración de la Grace Trasmonte,
Ken  Takahashi y Yamina Silva, se
realizaron 3 informes :
1. Lluvias en Lima durante condiciones
no Niño (14 de enero de 1999).
2. Lluvias y desastres en gran parte del
Perú (15-16 de febrero de 1999).
3. Inundaciones en Iquitos y otras zonas
de la selva norte peruana (abril-mayo de
1999).
La idea de esta página es presentar al
público en general las causas y procesos
que originaron el fenómeno meteorológico
adjuntando las salidas del modelo MM5
que lo pronosticaron.
Procedimiento seguido para la elaboración
de una página de “El tiempo hace noticia”.
Recopilación de la información del
fenómeno ocurrido: Para la recopilación de
la información se utilizó información de
diferentes medios tales como periódicos,
noticias de radio, de televisión, nternet,
imágenes de satélite y conversaciones
personales. Se hizo un seguimiento
temporal y espacial del fenómeno ubicando
los periodos más críticos y las zonas más
afectadas.
Utilización de las salidas del modelo MM5
para los periodos críticos: Se identificó las
variables meteorológicas relacionadas con
el fenómeno fueron pronosticadas por el
modelo MM5.
Elaboración de la página: Se elaboró la
página web utilizando el lenguaje HTML.
Se presentó las características del fenómeno
ocurrido y regiones afectadas. Luego se
explicó las causas del fenómeno y
finalmente se presentó lo pronósticos del
modelo. Las imágenes, esquemas y gráficos
se crearon en formato “GIF” y se colocaron
en la página.
LLUVIAS EN LIMA EN
CONDICIONES DE NO NIÑO
La tarde del 14 de enero de 1999 se
presentó una inusual precipitación en la
ciudad de Lima y el norte del departamento.
En el aeropuerto internacional se
registró 0.3 mm de precipitación entre la
1p.m y 7p.m. Según las imágenes del
satélite GOES-8, las precipitaciones
alcanzaron también las ciudades de
Huacho, Huarmey y otras localidades
ubicadas al norte del departamento de Lima
y Ancash.
El modelo MM5 pronosticó
cobertura nubosa con precipitaciones entre
0.25 y 2.0 mm en la costa central entre
Lima y Ancash y lluvias ligeramente
mayores en las partes altas de Lima y sur de
Ancash (Figura 1).
 Este evento meteorológico es
conocido como "trasvase", en el cual hay un
ingreso de lluvias hacia la costa desde la
parte oriental de los Andes. En esta ocasión
se formaron intensas lluvias en la selva
central desde la madrugada del día 14 y
lluvias dispersas en la sierra central,
a ociadas a un sistema de gran inestabilidad
atmosférica en la amazonía sudamericana.
En los niveles altos de la atmósfera se
observó una circulación anticiclónica
ubicada al sudoeste del Perú que favoreció
con fuertes flujos de viento del este/sudeste
de magnitudes hasta 40 nudos (Figura 2).
Las precipitaciones ocurridas, si
bien es cierto no tuvieron la misma
intensidad, rememoraron aquellas que se
dieron en nuestra ciudad el 15 de enero de
1970, las cuales totalizaron un valor de 10
mm en varias horas de persistente
precipitación.
LLUVIAS Y DESASTRES EN GRAN
PARTE DEL PERÚ
Un periodo de intensas y constantes
precipitaciones se presentó en gran parte
del territorio nacional, durante los días 15 y
16 de febrero de 1999. Como consecuencia
de ello se generaron huaycos, inundaciones,
Análisis de las precipitaciones que causaron daño en el Perú.
31
desborde de ríos, daños en la infraestructura
vial, así como aislamientos de algunas
localidades del país, tal como se observa en
la Figura 3, donde se muestra un resumen
de lo ocurrido los días 15 y 16 del presente
mes.
El modelo numérico MM5
pronosticó lluvias intensas en toda la zona
andina y de mayor intensidad en las partes
altas de Piura, como se puede observar en la
Figura 4. Estas precipitaciones de mayor
cobertura a nivel nacional fueron
condicionadas por los siguientes factores:
Un sistema anticiclónico en niveles altos,
en este caso determinado por las alturas
geopotenciales, abarcó gran parte del
territorio nacional, favoreciendo la
inestabilidad atmosférica en estas áreas.
Puede verse en la Figura 5 la posición de
este sistema que se extendió también sobre
el territorio boliviano y parte sur del Brasil.
Intensificación de la Zona de Convergencia
Intertropical (ZCIT). En la Figura 6 se
muestra la humedad integrada hasta los 400
mb (aproximadamente 7000m), puede verse
claramente las zonas con gran contenido de
humedad (color rojo). Las precipitaciones
ocurridas en la región nor-occidental del
país se deben tanto al ingreso de masas de
aire cálida y húmeda provenientes de la
Amazonía, así como masas de aire
ecuatorial con gran contenido de humedad
sobre el océano Pacífico (adyacente a la
costas del Ecuador y Perú), estas han
favorecido la precipitación sobre las zonas
costeras, donde las lluvias en solo un día
han superado los valores normales para el
mes de febrero.
Sistema frontal con orientación NO-SE,
sobre Bolivia, norte de Argentina,
Paraguay y la zona sur del Brasil (Figura
7). Este sistema frontal también favoreció la
inestabilidad y precipitaciones convectivas
 la sierra central y sur del Perú.
INUNDACIONES EN IQUITOS Y
OTRAS ZONAS DE LA SELVA
NORTE PERUANA
Durante la última semana de abril y
los primeros días de mayo de 1999, la
mayoría de los ríos de la selva norte
peruana aumentaron peligrosamente sus
caudales, debido a las intensas y constantes
lluvias que se presentaron en la zona. Esta
situación ocasionó serios problemas a la
población de áreas ribereñas y otras por las
inundaciones y deslizamientos de tierra que
se presentaron.
Las zonas más afectadas
corresponden a las cuencas del río Marañón
y afluentes (río Huallaga, Pastaza, Morona
y Santiago, estos últimos provenientes de
las partes altas del país vecino del
Ecuador), del río Ucayali y del río
Amazonas. Las mayores inundaciones y
daños a la población se registraron en:
Cajamarca (Jaén y San Ignacio), Amazonas
(Bagua), y Loreto (Maynas y poblados del
río Yavarí). Todas las áreas afectadas,
definidas por su cuenca, se pueden apreciar
en la figura 8, abajo se ha listado los más
importantes acontecimientos ocurridos en
las zonas entre fines de abril y fines de
mayo (Tabla 1).
Se identificaron los periodos de
precipitaciones generalizadas en la selva
norte: entre fines de abril y comienzos de
mayo, el 12 de mayo, 16 de mayo y 19 de
mayo.
J. Galvez
32
Figura 1. Muestra las precipitaciones
acumuladas en 6 horas pronosticadas por
el modelo MM5 para el 14 de enero de
1999 entre la 1 y 7 pm (hora local). Se
observa que las precipitaciones más
intensas caen en la vertiente occidental de
los Andes del departamento de Lima,
extendiéndose hasta la costa.
Figura 2. Se observa el pronóstico de
vientos a 200 milibares en nudos. Puede
observarse fuertes vientos en altura sobre
los Andes centrales del Perú. Esta
situación promueve el ingreso de masas de
aire húmedas de la selva y sierra hacia la
costa produciendo el fenómeno conocido
como “trasvase”.
Figura 3. Se observa un resumen de las regiones afectadas por las precipitaciones del 15-16 de
febrero de 1999.
Análisis de las precipitaciones que causaron daño en el Perú.
33
Figura 4 Precipitación acumulada en 24
horas, pronosticada por el modelo MM5
para el 15 de febrero de 1999, 7p.m.
Figura 6. Humedad integrada hasta 400 mb
(mb g/kg) para el dia 15 Feb 99 OOUTC.
Figura 5.  Se observa la altura geopotencial
a 200 mb pronosticada por el modelo MM5.
Cuando se localiza una alta presión frente
a la costa sur durante los meses de verano,
suelen activarse las precipitaciones en la
costa. Esto se vio más de una vez durante
el verano de 1999.
Figura 7.- Precipitacion estimada
acumulada en 24 horas (mm) haste el 16
Feb 99 12. UTC.
J. Galvez
34
Figura 8. Muestra las cuencas afectadas
por las lluvias e inundaciones de abril y
mayo de 1999.
Un caso típico se presentó entre el
30 de abril y el 1ro de mayo, en el que se
formó varios núcleos de convección de
moderada a fuerte intensidad en los
departamentos de Amazonas, Loreto, norte
de San Martín y norte de Ucayali. Las
precipitaciones estimadas acumuladas en 24
horas para dicho día se observa en la Figura
11. Estas fueron obtenidos con información
del satélite GOES. El modelo MM5
pronosticó para dicha fecha precipitaciones
en gran parte de Loreto pero ubicó el
núcleo de máximas precipitaciones al
extremo noreste y subestimó las
precipitaciones al otro extremo (en
Amazonas y oeste de Loreto). Es notorio,
sin embargo, la similaridad entre los
observado y lo pronosticado, de las
precipitaciones ocurridas al norte de
Ucayali (Figura 12).
Figura 9.- Muestra las precipitaciones ocurridas en distintas localidades del norte del
Perú durante las últimas décadas de abril de 1999 y las primeras dos décadas de mayo
de 1999. Se compara la precipitación ocurrida con el promedio y puede observarse que
éste último es superado en varias ocasiones.
Entre los sistemas regionales que
contribuyeron a las fuertes precipitaciones
en la zona se tiene:
La zona de convergencia
intertropical ubicada más al sur de su
posición normal. En este caso, la humedad
integrada hasta los 400 mb (~7km) nos da
una buena idea de la ubicación de esta zona
(Figura 13), que en continente se encontró
ntre ~2N-7S, mostrando además un área
de gran concentración de humedad en el
departamento de Loreto.
La circulación en altura en 200 mb
(~12 km) que fue propicia para el desarrollo
de núcleos de convección profunda en el
Amazonas peruano, por la divergencia de
Análisis de las precipitaciones que causaron daño en el Perú.
35
vientos generada y una vorticidad positiva
asociada a dicho sistema(Figura 14).
Según se puede observar en la Figura  9, las
lluvias precipitadas durante el mes de mayo en
gran parte de la selva norte, superaron entre uno
y tres veces sus valores promedios ultianuales,
mientras que el nivel de las aguas del río
Amazonas estuvo, entre el 21 y 23 de mayo,
muy cerca a su récord histórico ocurrido en el
mes del mayo de 1971 cuando obtuvo un valor
de 118.6 m.s.n.m. (Figura 10)
.
Tabla 1.
FECHA LUGAR PROVINCIA CUENCA FENOMENO EFECTOS
25 de abril Loreto Maynas 9 Crecida Crecen Ríos Nanay, Itaya y Amazonas.
Inundaciones.
26 de abril Loreto Maynas 9 Crecida Río Amazonas creció 13 cm, inundaciones en
Iquitos.
3 de mayo Loreto Maynas 9 Crecida 3000 familias afectadas por inundaciones.
4 de mayoCajamarcaSan Ignacio 5 Desborde Interrupción del tránsito en Jaén y San Ignacio.
4 de mayoCajamarcaSan Ignacio 5 Huaycos 15 viviendas destruidas.
6 de mayo Loreto Maynas 9 Crecida Inundaciones. 200 centros educativos bajo el
agua.
8 de mayoAmazonasBagua/Condorc. 5 Lluvias Huaicos/ interrupción de carretera / poblados
aislados.
8 de mayo Loreto Maynas 9 - Inundación continúa estable.
13 de mayoAmazonas Bagua 5 Huaycos Lluvias y huaycos cobran 2 vidas / poblados
aislados.
15 de mayoAmazonas Bagua 5 Huayco Tramo del oleoducto nor-peruano destruido por
huayco.
15 de mayoLoreto Requena 8 Inundaciones Las inundaciones son las más feroces de la
historia.
19 de mayoCajamarcaSan Ignacio 5 Huayco Interrupción de la vía San Ignacio - Jaén.
20 de mayoLoreto Maynas 9 Lluvias Iquitos soporta incesante lluvia de 55 milímetros.
21 de mayoLoreto Maynas 9 Crecida Río Amazonas bordea su nivel récord, 118.60
m.s.n.m.
23 de mayoLoreto Maynas 9 Inundaciones Inundación continúa. Nivel del río alcanza su
pico.
25 de mayoLoreto Maynas 9 Vaciante Río Amazonas desciende 4 cm.
25 de mayoLoreto Requena 8 Vaciante Río Ucayali desciende 30 cm en 15 días.
26 de mayoLoreto Maynas 9 Vaciante Río Amazonas desciende su nivel, 2 cm en 24
horas.
J. Galvez
36
Figura 10.  Muestra el nivel del Río
Amazonas entre el 26 de abril de
1999 y el 26 de mayo de 1999.
Puede observarse que entre el 20 y
el 24 de mayo alcanza niveles
críticos, cercanos a su récord que
es de 118,59 m.s.n.m.
Figura 12.  Precipitación acumulada
de 24 horas (hasta el 01/05/99
7am) pronosticada por el modelo
MM5 (condiciones iniciales:
29/04/99 7pm.
Figura 11. Precipitación acumulada
de 24 horas (hasta el 01/05/99
7am) estimada con datos del
satélite GOES- 8.
Figura 13.- Muestra el pronóstico de humedad
integrada en la vertical para el 1 de mayo a las
7am, realizado por el modelo MM5. Puede
observarse una considerable concentración de
humedad en la selva norte, en especial al este de
Loreto, sobre la provincia de Mariscal Castilla.
Figura 14.  Muestra el pronóstico de
vorticidad relativa y viento a 200 mb
para el 1 de mayo de 1999. Puede
observarse divergencia en altura
sobre el este de Loreto,  lo cual  se
asocia a nubes convectivas y a fuertes
precipitaciones
Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 37- 46.
37
ANALISIS DE LAS PRECIPITACIONES EN EL PERU DURANTE
EL MES DE DICIEMBRE DE 1999
ROSA INES PAREDES PEÑAFIEL
Centro de Predicción Numérica del Tiempo y Clima
rparedes@axil.igp.gob.pe
RESUMEN
Este informe tiene la finalidad de describir el trabajo realizado durante mis prácticas
pre-profesionales en el centro de predicción numérica del tiempo y clima (cpntc) del instituto
geofísico del perú, durante los meses de setiembre a diciembre, relacionado con las
precipitaciones en el perú, cuya experiencia fue muy grata, pues pude aprender algunos temas
afines a mi carrera, que me servirán en mi futuro desarrollo profesional. Durante mis prácticas
pre-profesionales,  colaboré con la recolección y procesamiento de datos, de las temperaturas
máximas y mínimas, y precipitación, las cuales se publicaron en la pagina web de cpntc, así
como formó parte de la base de datos que sirvieron para preparar los informes técnicos,
boletines mensuales, así como para la validación del modelo numérico mm5. En este informe,
se presentan los resultados del análisis de las precipitaciones diarias del mes de diciembre de
1999, para algunas ciudades del perú, donde,  se presentaron eventos extremos como
huaycos, inundaciones, avalanchas, etc. Relacionadas con las lluvias y que se publicaron en el
diario "el comercio". Como algunas estaciones no se encuentran en el lugar donde ocurrieron
los eventos, se ha analizado los datos registrados en estaciones más cercanas, haciendo
también un análisis regional de las condiciones meteorológicas donde ocurrieron los eventos,
ayudándonos con las imágenes del satélite goes-8. Presentamos también las precipitaciones
observados en algunas ciudades del perú  donde se registraron precipitaciones considerables.
INTRODUCCION
El centro de predicción numérica
del tiempo y clima, realiza diversos
trabajos, como:  pronóstico numérico del
tiempo para el perú y sudamérica, para el
cual utiliza el modelo numérico mm5, (este
es un modelo no hidrostático, con 35
niveles en la vertical con tope en 50mb y
usa el esquema de convección de grell),
también da información de las condiciones
observadas de la temperatura superficial del
mar, anomalías de la temperatura
superficial del mar, temperaturas extremas
del aire (temperatura máxima y mínima),
precipitaciones, información sobre el
tiempo que hace noticia, (con un análisis
detallado explicando los fenómenos
ocurridos), información climática sobre el
clima en el perú así como boletines
climáticos mensuales, boletines con
pronóstico del tiempo a corto plazo: 12 y 24
horas para lima y a nivel nacional,
publicaciones, imágenes de satélite, etc.
El análisis de los datos de
precipitación observados en el territorio
peruano es de suma importancia ya que
contribuye de manera directa en los trabajos
sobre pronostico de lluvias que realiza el
cpntc, y además permite realizar un análisis
comparativo entre los pronósticos y los
fenómenos naturales observados que se
presentan año a año, y poder comprender
mejor la física y dinámica de los mismos.
Los resultados de los estudios que
se realizan son importantes no sólo por el
interés científico sino porque pueden ser
utilizados en la vida cotidiana, a largo y
corto plazo, tanto en agricultura, pesquería,
navegación marítima y aérea, prevención de
desastre naturales como lluvias torrenciales,
inundaciones, huaycos, temperaturas
extremas, etc. Teniendo conocimiento de
todos estos datos podemos tomar medidas
de seguridad, realizar obras de construcción
que ayuden a aminorar los daños
provocados por los desastres naturales.
Los datos de precipitación que se
utilizaron en el presente trabajo  han sido
obtenidos vía Internet de la Universidad de
Florida, EEUU. Los resultados que se
R. Paredes.
38
publican en este informe pueden deferir de
los datos provenientes de fuentes oficiales,
ya que, las organizaciones internacionales
que publican dichos datos no garantizan la
calidad ni la frecuencia de los mismos.
RESUMEN DE LOS EVENTOS
METEREOLOGICOS MAS
IMPORTANTES OCURRIDOS EN EL
MES DE DICIEMBRE
En la figura 1 se muestran los
informes periodísticos más importantes
ocurridos en el mes de diciembre, los que
fueron publicados en el diario "El
Comercio". Como puede verse en el
resumen, la mayoría de estos eventos,
ocurrieron en la costa y sierra central.
Precipitación diaria (mm) en algunas
ciudades,  donde ocurrieron eventos
extremos en el mes de  diciembre de 1999
La figura 2 muestra las
precipitaciones diarias de algunas
estaciones del Perú, donde ocurrieron los
eventos más significativos del mes de
diciembre, según informes periodísticos. En
los gráficos de la figura 2 se encuentran
registrados los días de mayor precipitación,
los cuales ocasionaron los desastres
naturales que afectaron a las poblaciones
de distintas ciudades.
Análisis regional de las precipitaciones
ocurridas en algunos departamentos del
Perú
En el departamento de Piura,
durante el mes de diciembre, se registraron
precipitaciones, según las imágenes de
satélite GOES-8, mayormente en la zona
alta del departamento. Su máxima
precipitación diaria fue el día 15, que
ocasionó la inundación de algunas ciudades
como Ayabaca-Sullana, debido a las fuertes
precipitaciones ocurridas en las zonas altas.
La precipitación acumulada en la ciudad de
Piura para todo el mes de diciembre fue de
5mm, y su climatología normal para este
mes es de 0.6mm, lo que indica un aumento
de la precipitación en esta ciudad de
4.4mm.
En el departamento de La Libertad,
se  registraron precipitaciones, sobre todo
n las partes altas durante las últimas
semanas del mes, según estas llegaron a
provocar huaycos, que inundaron las
ciudades de Moche, Viru, Chicama,
Jequetepeque, Chepen, la interrupción del
paso vehicular, inundación de viviendas,  y
corte del servicio eléctrico. La figura 3a,
muestra la imagen de satélite para el día 8
de diciembre, donde se observa fuertes
precipitaciones, la cual coincide con el
informe periodístico dado en la figura 1. La
precipitación acumulada en el mes de
diciembre para la ciudad de Trujillo fue de
4.4mm, y su climatología normal para este
mes es de 0.2mm, lo que indica un aumento
de la precipitación para esta ciudad de
4.2mm.
En el departamento de Ancash, las
precipitaciones fueron persistentes durante
todo el mes, lo que ocasionó continuos
huaycos, rayos  y tormentas eléctricas, que
afectaron a los pobladores de este
departamento, inundando sus casas,
deteriorando sus viviendas, incomunicando
varios pueblos, matando sus rebaños, etc. El
día 9 de diciembre se observó en las
imágenes de satélite GOES-8
precipitaciones que coinciden con el
informe periodístico (figura 3b). La
precipitación acumulada en diciembre para
la estación ubicada en Anta fue de 71mm,
siendo su climatología normal para este
mes es de 71.3mm, lo que indica que las
precipitaciones en esa ciudad estuvieron
dentro de lo normal, sin embargo la
persistencia de las mismas ocasionaron los
huaycos.
En el departamento de Ayacucho,
se registraron precipitaciones no muy
continuas, sin embargo estas fueron de
moderada intensidad, especialmente los
días 21, 23, 24 de diciembre. Estas lluvias
torrenciales ocasionaron la destrucción de
lgunas viviendas y la muerte de algunos
ciudadanos, según datos periodísticos. La
precipitación acumulada en diciembre fue
d  70mm, y su climatología normal para
este mes es de 66.2mm, lo que indica un
aumento de la precipitación para esta
ciudad de 3.8mm.
Análisis de las precipitaciones en el Perú, Diciembre de 1999.
39
En el departamento de Arequipa,
se registraron fuertes precipitaciones en las
últimas semanas,  lo que ocasionó
inundaciones, y huaycos. La precipitación
acumulada en diciembre para esta estación,
ubicada en la ciudad de Arequipa, fue de
7.7mm, y su climatología para este mes es
de 4.3mm, lo que indica un aumento
considerable de precipitación en esta ciudad
de 3.4mm.
En el departamento de Cuzco,  se
registraron precipitaciones de regular
intensidad durante casi todo el mes de
diciembre, siendo los días con mayor
precipitación el 9, 13 y 21 de diciembre.
Estas lluvias ocasionaron avalanchas de
lodo causando la muerte de algunos
ciudadanos. La figura 3c muestra la imagen
de satélite GOES-8, para el día 11, donde se
observa precipitaciones intensas, la cual
coincide con el informe periodístico. La
precipitación acumulada en diciembre fue
135mm, y su climatología para este mes es
de 122.7mm, lo que indica un aumento de
precipitación para esta ciudad de 12.3mm.
En el departamento de Junín, se
registraron durante todo el mes de
diciembre precipitaciones constantes,  las
zonas más afectadas fueron Yauli, La
Oroya, y toda la zona noreste del
departamento. Las constantes lluvias y
huaycos ocasionaron la interrupción del
paso vehicular, la destrucción de algunos
carriles, inundación de viviendas, y la
muerte de algunos pobladores por la
presencia de rayos y tormentas eléctricas.
La precipitación acumulada durante el mes
de diciembre en la estación de Huayao fue
de 74.2mm, y su climatología para este mes
es de 91.2mm, lo que indica un ligero
déficit de –17mm.
Imágenes de satelite de algunos dias en
los que currieron eventos importantes en
diciembre 1999.
Las imágenes del satélite GOES-8,
de los días 8, 9, y 11 de diciembre, días en
los que ocurrieron precipitaciones
significativas en algunas zonas del Perú, se
muestran en la figura 3. Las imágenes
muestran la precipitación estimada desde el
satélite GOES-8, acumulada en 24 horas
(mm). Las imágenes nos dan una visión
clara de las precipitaciones ocurridas a
nivel nacional, coincidiendo con los datos
observados en las estaciones
meteorológicas así como con los  reportes
periodísticos publicados en el diario "El
Comercio".
Gráficas de precipitaciones diarias en las
estaciones metereologicas del Perú
Las gráficas de las figuras 4, 5 y 6
muestran las precipitaciones diaria
cumuladas en algunas de las estaciones
meteorológicas ubicadas en la costa, sierra
y selva del Perú. En ellas observamos que
en algunas ciudades se han registrado
precipitaciones fuertes, y que a pesar de no
haber datos en la prensa escrita,
ocasionaron inundaciones, huaycos,
valanchas,etc.
R. Paredes.
40
Figura 1. Resumen de los eventos metereologicos ocurridos en Diciembre de 1999.
Análisis de las precipitaciones en el Perú, Diciembre de 1999.
41
Figura 2.  Precipitación diaria (mm) en algunas ciudades, donde ocurrieron eventos extremos en
el mes de Diciembre de 1999.
Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 37- 46.
42
FIGURA 3. IMAGENES DE SATELITE DE ALGUNOS DIAS EN LOS QUE OCURRIERON EVENTOS IMPORTANTES EN DICIEMBRE 1999
a. b. c.
Análisis de las precipitaciones en el Perú, Diciembre de 1999.
43
Pagina 4.- Precipitaciones diarias en algunas estaciones meteorológicas de la costa (6.a).
 LIMA
0
0.5
1
1.5
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
 
PREC. ACUMUL.
 CHICLAYO
0
1
2
3
4
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
. 
PREC. ACUMUL.
 PIURA
0
1
2
3
4
5
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 HUARAZ
0
2
4
6
8
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
 
PREC. ACUMUL.
TALARA
0
0.5
1
1.5
2
2.5
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 TACNA
0
0.5
1
1.5
2
2.5
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 TRUJILLO
0
1
2
3
4
5
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 TUMBES
0
1
2
3
4
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
R. Paredes.
44
Pagina 5.- Precipitaciones diarias en algunas estaciones meteorológicas de la sierra (6.b).
 AREQUIPA
0
2
4
6
8
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 CAJAMARCA
0
5
10
15
20
25
30
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 AYACUCHO
0
5
10
15
20
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 ANDAHUAYLAS
0
10
20
30
40
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 JULIACA
0
5
10
15
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 CUZCO
0
5
10
15
20
25
30
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 HUANUCO
0
5
10
15
20
25
30
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 HUAYAO
0
2
4
6
8
10
12
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
Análisis de las precipitaciones en el Perú, Diciembre de 1999.
45
Figura 6. Precipitaciones diarias en algunas estaciones meteorológicas de la selva (6.c).
CHACHAPOYAS
0
5
10
15
20
25
30
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 PUCALLPA
0
20
40
60
80
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
PTO. MALDONADO
0
10
20
30
40
50
60
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 TARAPOTO
0
5
10
15
20
25
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 IQUITOS
05
1015
2025
3035
4045
5055
60
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 YURIMAGUAS
0
20
40
60
80
100
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 JUANJUI
0
20
40
60
1 5 9 1
3
1
7
2
1
2
5
2
9
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
 TINGO MARIA
0
20
40
60
80
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
RIOJA
0
5
10
15
20
25
30
1 4 7 1
0
1
3
1
6
1
9
2
2
2
5
2
8
3
1
DIAS
m
m
PREC. ACUMUL.
Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p.  47 - 58.
47
MÉTODO DE POTENCIAL ESPONTÁNEO APLICADO EN EL
VOLCÁN UBINAS Y MÉTODOS GEOQUÍMICOS APLICADOS EN
VIGILANCIA VOLCÁNICA Y SÍSMICA.
KATHERINE GONZALES ZUÑIGA .
Area de Vulcanologia - Geofísica
katerine@axil.igp.gob.pe
INTRODUCCIÓN
El volcanismo y sismicidad en
América del Sur están asociados a procesos
geodinámicos de subducción de la placa
oceánica de Nazca por debajo de la placa
continental Sudamericana.  En el Perú las
regiones con actividad volcánica reciente se
concentran entre los paralelos 15°30’ y
17°30’ de Latitud Sur en donde se han
reconocido e inventariado más de 400
estructuras volcánicas, dispuestas sobre una
zona aproximadamente paralela a la costa.
Actualmente, 14 de estos edificios
volcánicos son considerados activos, siendo
los volcanes Sabancaya, Ubinas y Misti los
volcanes potencialmente más peligrosos
debido a su actual estado de actividad y
cercanía a ciudades, pueblos y/o a
importantes obras civiles. Como parte de los
esfuerzos que se vienen realizando para la
prevención de desastres naturales en caso de
alguna eventual erupción volcánica, el
Instituto Geofísico del Perú realiza estudios
relacionados a Volcanología en el Sur del
Perú en cooperación con instituciones
extranjeras tales como el Instituto de
Investigación para el Desarrollo IRD (Ex-
Orstom) y el Istituto di Geochimica dei
Fluidi (Palermo-Italia).  Los estudios se
refieren principalmente a los volcanes Misti
y Ubinas, sobre los que se han aplicado
diferentes técnicas  y métodos  geofísicos y
geoquímicos.
Uno de los estudios geofísicos
realizados, es el de Potencial Espontáneo
(P.E.) en el volcán Ubinas (Moquegua).  El
P.E. es uno de los métodos eléctricos más
antiguos que ha sido utilizado en
prospección geofísica, minera y que
actualmente está siendo utilizado en
prospección de zonas geotérmicas y en el
estudio de la actividad volcánica, [White
(1964), Zohdy et al. (1973), Corwin y
Hoover (1979), Fiterman
(1976,1977,1978)].  Aplicado también por
Zablocky (1976, 1978), Dzurisin et al.
(1980), Bof (1984, 1988), mostrando
anomalías positivas relacionadas a zonas de
fumarolas o a anomalías térmicas de la
superficie situadas en fisuras profundas de
las regiones volcánicas.  Aplicada también
en hidrología por Ogilvy (1968),
Bogolovsky (1973), obteniéndose anomalías
negativas asociadas a circulación de aguas
subterráneas y por Fournier (1983), Jackson
et al. (1988) y Merkler (1989) en la
determinación de infiltración subterránea de
las aguas.
Por otro lado también se están
realizando estudios geoquímicos de aguas
termales asociadas a volcanes activos en el
sur del Perú.  Al haberse observado en otros
lugares del mundo, cambios producidos en
la composición química de las aguas antes y
después de la ocurrencia de ciertos eventos
sísmicos, (Tsunagai U. & Wakita H., 1995),
el I.G.P. ha decidido iniciar estudios de este
tipo recurriendo para ello, al análisis de las
aguas termales minerales de Socosani.  Esta
investigación podría devenir en un método
local de vigilancia sísmica por Geoquímica,
si se llegara a establecer una relación directa
entre estos cambios químicos y la ocurrencia
de sismos.
GEOFÍSICA – POTENCIAL
ESPONTÁNEO APLICADO EN EL
VOLCÁN UBINAS
K. Gonzales
48
Objetivos
El presente estudio tiene como principales
objetivos:
- Determinación de estructuras
importantes que se encuentren ocultas
por material volcánico y análisis de los
efectos que estas estructuras producen en
las señales de P.E.
- Estudio del sistema hidrotermal  del
volcán mediante el análisis  de las
señales de Potencial Espontáneo (P.E.)
- Estudio de la variación de las señales de
P.E. con respecto a la topografía y a los
niveles acuíferos.
Metodología
La prospección por Potencial
Espontáneo (P.E.), se caracteriza por la
facilidad de su ejecución y por la ligereza
de los materiales.  Este método consiste en
medir la diferencia de los potenciales
naturales utilizando un voltímetro y dos
electrodos impolarizables clavados en el
suelo (un electrodo fijo y uno móvil),
unidos al voltímetro por un cable
conductor.  Las medidas se tomaron a un
paso de 100 m. La calidad de estos datos
está en función de diversos fenómenos
naturales y artificiales que podrían
considerarse como fuentes de ruido y que
generalmente están ligados a condiciones
geológicas del terreno como por ejemplo:
los fenómenos electrocinéticos, variaciones
laterales de resistividad eléctrica del
terreno, fenómenos electroquímicos
producidos por diferencia en la
composición de las aguas subterráneas, la
actividad bioeléctrica vegetal, las
corrientes magnetotelúricas; los ruidos
artificiales como la presencia de conductos
subterráneos, pozos, cables eléctrico, etc.
y los ruidos instrumentales (tipo de
material utilizado).
Contexto geológico y volcanológico del
volcán ubinas
El volcán Ubinas es un estrato-volcán
andesítico situado sobre la Cadena de los
Andes Centrales (16° 22’ S, 70° 54’ W),
con una altura de 5672 m.s.n.m. es
considerado el volcán más activo del Perú,
habiéndose reportado 23 pequeñas
erupciones desde 1550 (actividad
fumarólica y emisiones de ceniza).
Estructuralmente, el análisis de imágenes
satélites han permitido reconocer 3
sistemas de lineamientos  que podrían
corresponder a fr cturamientos, resaltando
la de dirección  N150°, que atraviesa  el
cráter y parte de la  caldera.
Geológicamente, el estrato volcán Ubinas
está dividido en tres unidades: Pr -
Ubinas, con eventos tanto efusivos como
explosivos, cuyo basamento está
conformado por ignimbritas soldadas
emplazadas antes del pleistoceno,
conglomerados y flujos de lavas
andesíticas; posteriormente, una actividad
efusiva dio paso a que se constituyera el
estrato-volcán inferior lávico y eventos
paralelos con emplazamiento y destrucción
de domos que conforman el Ubinas
antiguo;  finalmente se constituyó un cono
super-lávico producto de una actividad
efusiva que conforma el Ubinas Moderno,
que después experimentó  una etapa
explosiva de erupciones plinianas
originándose la caldera de explosión actual
(Rivera M., 1998.).
Generación del potencial espontáneo
El fenómeno de Potencial Espontáneo
está asociado a corrientes naturales que
son provocadas por diferentes fenómenos,
en particular a la interacción geoquímica
con minerales metálicos, a los gradientes
de temperatura existentes y a la filtración
del agua en el suelo.
Potenciales Electroquímicos.  Llamado
también efecto de pila de concentración,
mediante el cual se genera una diferencia
de potencial por óxido-reducción de los
electrolitos en contacto con algún mineral
(Sato et Money, 1960).
Método potencial espontáneo, volcán Ubinas y método geoquímica, vigilancia volcánica.
49
Potenciales Electrotérmicos. En una roca
puede aparecer un gradiente de potencial
eléctrico por la simple aplicación de un
gradiente de temperatura.  Este fenómeno
está ligado a la difusión térmica de los
iones.
Fenómenos Electrocinéticos. El fenómeno
o efecto de filtración en el cual el flujo de
los fluidos a través de un medio poroso
puede causar un gradiente de potencial.
Los fenómenos electrocinéticos son
generados por la circulación de los fluidos
(agua, gas y vapor) subterráneo en los
medios porosos (rocas), y se pueden
explicar por el sistema de doble capa
eléctrica (Stern, 1924) , Figura  1.
Figura 1(A). Distribución ionica esquemá-
tica de la doble capa eléctrica  (DCE), y
(B) Evolución del potencial x
perpendicularmente a la interface; IHP,
OHP: planos de Helmholtz interno y
externo; x: potencial en el plano de cizalla
S.
Los fenómenos electrocinéticos
reflejarán por tanto las relaciones
existentes entre el desplazamiento relativo
de dos fases (por ejemplo: sólido / liquido)
y las características fisico-químicas de su
interface.
Electrofiltración. El fenómeno deno-
minado electrofiltración consiste
fundamentalmente en la producción de un
gradiente eléctrico generado por el
movimiento de un fluido (por ejemplo
agua) dentro de un medio poroso (por
ejemplo roca).. Al aplicar un gradiente de
presión en una capilar, se produce una
circulación monofásica laminar del fluido
y se establece (por tanto) un gradiente en
la velocidad del fluido que va a ser
proporcional al gradiente de presión
impuesto e inversamente proporcional a la
viscosidad del fluido
La electrofiltración puede traducirse
entonces por la acumulación o suma de
estos dos gradientes (Figura  2).  La
cantidad de cargas que van a participar en
la circulación depende de la relación entre
as fuerzas de adhesión al sólido y aquellas
de convección debido a la circulación.
Figura 2. Evolución de densidad de cargas
eléctricas, de la velocidad del líquido y del
potencial eléctrico representados en la
sección longitudinal de un “capilar”
INTERPRETACIÓN DE
ANOMALÍAS P.E. EN REGIONES
VOLCÁNICAS
En el caso de un estudio geofísico por
Potencial Espontáneo de la estructura
interna de un volcán, se puede esperar dos
contextos bien definidos:
Contexto Hidrogeológico.  Las anomalías
negativas de P.E., están relacionadas a
infiltraciones gravi-tatorias de las aguas
meteóricas hasta la napa acuífera y cuya
variación  es proporcional a la
profundidad del acuífero o a la distancia
de la zona no saturada  (J ckson &
Kauahikaua, 1987).   Esta anomalía se
produce en las partes bajas (faldas) y
alrededores del edificio volcánico.
Ión absorbido
Solucion Normal
Ión hidratado
OHP
 I HP
Capa difusa de Gouy
Capa de Stern
 I HP
OHP
Xs
o
S
= 0
A B
Mineral
Perfíl de velocidad
Potencial Eléctrico
Densidad de cargas +
LIQUIDO
SÓLIDO
D.C.E.
Densidad de cargas -
SECCIÓN LONGITUDINAL DE UN CAPILAR
0
K. Gonzales
50
Contexto Hidrotermal.   Las ano-malías
positivas que se dan en la parte central del
edificio, se correlacionan a zonas de
transferencia hídrica y térmica
ascendentes.  El ascenso de fluidos
(evaporación del agua que llega próxima al
magma), produce una mayor
concentración de cationes en las partes
altas de las ramas ascendentes co v ctivas
y de aniones en las partes bajas de las
mismas.
 Modelo de generación de P.E. en un
volcán activo
En zonas volcánicas activas, la
generación del P.E. puede ser producido por
dos fuentes de corriente de electrofiltración:
una ligada al vapor ascendente (parte
caliente, efecto hidrotermal), y la otra a la
infiltración gravitatoria del agua (parte fría,
efecto hidrogeológico).
Parte Caliente (circulación ascendente).  El
vapor de agua proviene de la remobilización
del agua meteórica que se infiltra y entra en
contacto con las zonas calientes.  El vapor
de agua es un factor preponderante para la
disipación térmica por convección bifásica.
Antraygues (1991) propuso un modelo de
generación de P.E. por electrofiltración en
una fisura activa (Figura  3).
Parte Fría (circulación descendente).  En
esta parte, el agua meteórica se infiltra
gravitatoriamente y en la cual no interviene
la actividad hidrotermal. La generación de
las anomalías negativas presentes en esta
parte, está ligada al fenómeno
hidrogeológico y varían en forma
proporcional a la profundidad a la napa de
agua subterránea.
PRESENTACIÓN E
INTERPRETACIÓN DE
RESULTADOS
Localización de medidas. Las medidas de
P.E. se realizaron en 4 perfiles radiales
sobre el volcán, desde la cima hasta las
partes bajas del mismo y en direcciones NE,
NW, SE y SW .  Asimismo se realizaron
medidas dentro de la caldera y en las partes
bajas del volcán para unir los perfiles y
referirlos a la base situada en la Laguna
Piscococha (parte W del volcán),
considerada como estable.  Mapa 1.
Figura 3. Modelo de distribución de
isopotenciales asociadas a una fisura
activa y anomalía P.E. asociada
(Antraygues, 1991).
Presentación de medidas de P.E.  Las
medidas de P.E. realizadas en el volcán
Ubinas en forma de perfiles radiales, se
presentan en función de la altura (Figura 4)
y de la distancia (Figura  5).  En general, la
tendencia de estos cuatro perfiles es la
misma.  Se muestra una buena correlación
entre las variaciones de amplitud de  la señal
de P.E. y la altura (el potencial P.E.
disminuye linealmente con el cambio de
topografía).  La mayor amplitud se presenta
en el perfil SE, donde el potencial alcanza  –
1734 mV.
En la Figura   5, se presenta el perfil
radial SE de P.E. en función de la distancia,
en comparación con la topografía del
   Cuerpo
Magmático
0
0
2
4
6
8
Convección
10
8
6
4
2
0
P.E.
10
8
6 4
2 0
Conducción
Método potencial espontáneo, volcán Ubinas y método geoquímica, vigilancia volcánica.
51
volcán.  El potencial va disminuyendo en
función de la altura hasta el punto P (4175
m.s.n.m.), desde donde empieza a disminuir
bruscamente  hasta  llegar a su  máximo de
amplitud  (-1734 mV).   Posteriormente va
aumentando hasta –32mV. (5060 m.s.n.m.),
y la variación del potencial que se observa
desde esta altura hasta la parte sumital
volcán es en forma de “W”, llegando a
hacerse positivo (34 mV.) en el borde de la
caldera.  Esta “W” se observa en los cuatro
perfiles.
Mapa 1. Volcán Ubinas.
Cruces = Localización de medidas de
P.E.
Se ha obtenido un mapa de
isopotenciales en base a los datos de P.E.
(Mapa  2), en el cual se observa una
anomalía negativa de forma concéntrica
entre los 4100 y 4750 m. de altura y cuya
mayor amplitud se localiza en el lado SW
del volcán.
Interpretación de anomalías. La forma
como se presenta la señal de P.E. en los
perfiles, se ajusta a la descripción que se
había dado anteriormente sobre la generación
del P.E. en el caso de un volcán activo.   El
ef cto topográfico y el efecto de convección
hidrotermal (Aubert, 1989) se encuentran
presentes en los cuatro perfiles.
En el perfil  de la Figura   6, se
observa la buena correlación entre la
amplitud P.E.  y la altura (topografía).  El
efecto hidrogeológico que se da en la parte
fría del volcán está asociado al efecto
electrocinético producido por la infiltración
de las aguas meteóricas.  En  la parte alta
del volcán (zona caliente) el potencial
aumenta en forma proporcional a la altura, y
la variación del P.E. que se da en esta parte
esta asociada  a la convección hidrotermal.
La zona comprendida entre la zona fría y la
caliente, podría corresponder a la zona de
transición entre el efecto hidr geológico y la
convección hidrotemal.
En la parte sumital el comportamiento
de la señal de P.E., “W”, podría estar
relacionado a diferencias en las
características litológicas del material
volcánico, cuya variación de permeabilidad
y porosidad se traducen como variaciones de
resistividad eléctrica y por consiguiente, del
potencial natural.
La anomalía concéntrica observada en
el volcán Ubinas (a la altura de 4500
m.s.n.m.) podría interpretarse como una
antigua caldera de forma circular de 6 Km.
de diámetro.
El método de Potencial Espontáneo es
aplicado para localizar zonas de
transferencia hídricas subterráneas,
asociadas a grandes estructuras de edificios
volcánico, y puede por tanto, permitir el
estudio de la actividad  volcánica actual en
volcanes activos.
292 294 296 298 300 302 304
8184
8186
8188
8190
8192
8194
8196
8198
UBINAS
Lag.
Piscococha
   V. UBINAS
(5672 m.s.n.m.)
R
. P
ara
K. Gonzales
52
Perfil NE Perfil NW
Perfil SW   Perfil SE
Figura.4. Perfiles radiales realizados en el volcán Ubinas.
4500 4750 5000 5250
ALTURA (m)
-750
-500
-250
P
.E
. (
m
V
)
4500 4750 5000 5250
ALTURA (m).
-250
0
P
.E
. (
m
V
)
4500 4750 5000 5250 5500
ALTURA (m)
-500
-250
0
P.
E.
(
m
V)
REF.CIMA
SW
3750 4000 4250 4500 4750 5000 5250
ALTURA (m)
-1750
-1500
-1250
-1000
-750
-500
-250
0
P
.E
. (
m
V
).
Método potencial espontáneo, volcán Ubinas y método geoquímica, vigilancia volcánica.
53
Figura. 5. Perfíl P.E. SE y perfíl topográfico del V. Ubinas.
Mapa  2.  Mapa de isopotenciales de P.E. en el volcán Ubinas.
203040
DISTANCIA (en Km.)
-2000
-1500
-1000
-500
0
P.E.
TOPOGRAFÍA
3500
4000
4500
5000
5500
PS (mV.)
Altura (m)
Perfiles P.E. y topográfico del cono del V. Ubinas.
"W"
292 293 294 295 296 297 298 299 300 301 302
8188
8189
8190
8191
8192
8193
8194
8195
8196
8197
UBINAS
Limite de Caldera
SP (mV)
-1800
-1600
-1400
-1200
-1000
-800
-600
-400
-200
0
200
0 1 2 3 Km
Lag. 
Piscococha
K. Gonzales
54
Figura 6. Interpretación de anomalía P.E.
en el volcán Ubinas
GEOQUÍMICA
Los estudios de Geoquímica en el
Perú han sido inicial y tradicionalmente
aplicados para trabajos de prospección.
Pero ahora se esta desarrollando en el
Instituto Geofísico del Perú, dos aspectos
importantes: uno de los cuales es la parte
relacionada a la Volcanología para la
identificación de sistemas hidrotermales de
las diferentes estructuras volcánicas, áreas
geotermales y por consiguiente el
hidrotermalismo asociado;  y el otro aspecto
importante es la ayuda que la Geoquímica
puede brindar cuando es aplicada a estudios
de Sismología. En la parte de Geoquímica se
desarrollaron dos aspectos: Geoquímica
aplicada a Vigilancia Sísmica a través de un
muestreo sistemático de las fuentes termales
de Socosani y Muestreo de Gas del Suelo
CO2 (sobre la caldera del volcán Ubinas)
para encontrar las zonas de mayor emisión
de gas del suelo;  cuyo objetivo esencial  es
el de prevención de desastres mediante la
determinación de los cambios producidos en
las aguas termales previos a erupciones
volcánicas y a la ocurrencia de eventos
sísmicos.
Geoquímica aplicada a vigilancia sísmica
El I.G.P. realiza un muestreo de 116
fuentes termales en el sur del Perú asociadas
a los volcanes Sabancaya, Misti, Ubinas,
Chachani, Pichu Pichu, Yucamane y
Tutupaca.  Una de las fuentes termales cuyo
muestreo se realiza diariamente pertenece a
la vertiente N° 2 de la Empresa
embotelladora de agua mineral natural
Socosani S.A.  Actualmente, y luego de un
monitoreo geoquímico efectuado durante
algunos meses, se tiene indicios que la
composición química de las aguas de
Socosani, varía en algunos casos antes o
después de la ocurrencia de algún evento
sísmico local
Básicamente las rocas que pueden
albergar aguas subterráneas para alimentar
fuentes termales en el área de estudio son las
rocas sedimentarias consolidadas (areniscas
del Grupo Yura y las calizas de la Fm.
Socosani).  La recarga de los acuíferos
sucede por la infiltración de aguas de
precipitación que migran a través de fallas y
fracturas a unidades geológicas permeables.
Durante su migración, estas aguas se
calientan por el calor producido por la
actividad volcánica arrastrando consigo
elementos químicos, los cuales bajo ciertas
condiciones de presión y temperatura, son
más fáciles o difíciles de ser disueltos.
Estas aguas son transportadas por sistemas
de fracturación para después emerger a la
superficie.
Esta facilidad que presentan los
elementos químicos (componentes de las
rocas sedimentarias del área de estudio) a
ser disueltos por las aguas subterráneas,
está en función de los procesos
geodinámicos de subducción de la placa de
Nazca bajo la Sudamericana.  Este proceso
de subducción da lugar a la acumulación  de
esfuerzos produciendo cambios  en las
condiciones físicas y químicas de la corteza
terrestre antes y después de ser liberados
(ocurrencia de eventos sísmicos).
6810
DISTANCIA (en Km.)
3000
3500
4000
4500
5000
5500
P.E.
TOPOGRAFÍA
PS (mV.)
Altura (m)
Perfiles P.E. y topográfico del cono del V. Ubinas.
"W"
-2000
-1500
-1000
-500
0
convección hidrotermal
Acuifero
efecto hidrogeológico
  zona de
transición
Método potencial espontáneo, volcán Ubinas y método geoquímica, vigilancia volcánica.
55
En la Figura   7 se muestra la
variación  de la relación en concentración
Na/Ca con respecto al tiempo.  Se observa
que la composición correspondiente a las
muestras tomadas los días 6, 24 de febrero y
los días 3 y 31 de marzo de 1998 cambian
notablemente, cambios que podrían estar
relacionados a los sismos ocurridos los días
5, 22 de febrero y 31 de marzo y cuyas
magnitudes son 4.0, 3.8, y 4.0 mb
respectivamente.  Se observa que el cambio
en la composición química de las muestras
de los días 6 y 24 de febrero de 1998 se
producen días después de ocurrido el evento
sísmico..
Sin embargo, el cambio en la
composición química de la muestra tomada
el día 31 de marzo de 1998 es progresivo.
De la  Figura  7 se deduce que este
importante cambio se manifiesta
gradualmente con diez días de anterioridad
Este tipo de análisis podría ayudar
significativamente en la prevención de
desastres en caso de sismo si se llega a
establecer una relación directa de los
cambios en composición química con la
ocurrencia de sismos (sismo del día 31 de
marzo de 1998), relación que no se puede
generalizar debido a que no todos los
eventos sísmicos producen o preceden un
cambio en la composición química de las
aguas, tal es el caso del día 02 de marzo de
1998 (no está relacionado a algún evento
sísmico).
En el mapa  3 se muestra los
epicentros de los sismos ocurridos desde
Diciembre de 1997 hasta Abril de 1998.
Existe información de los sismos localizados
cerca a la fuente de Socosani ocurridos en
este periodo de tiempo, pero que no pueden
ser tomados en cuenta debido a la falta de
muestras tomadas en el mes de Enero y
parte Diciembre de 1997.
De los resultados hasta ahora
obtenidos de la Vertiente. N° 2 de Socosani,
se postula una relación entre los cambios
químicos que experimentan las aguas y la
ocurrencia de sismos.  Relación que no esta
completamente establecida hasta después de
hacer un análisis más detallado de los
sismos y de los elementos químicos.
Figura 7.  Socosani Vertiente N° 2.
Variación de parámetros químicos
asociado a la ocurrencia de sismos.
1.2
1.4
1.6
1.8
2.0
Ca/Na
DIC-97 ENE-98 FEB-98 MAR-98 ABR-98
Socosani vertiente N°2
06/2/98
24/2/98
2/03/98
31/03/98
O C É A N O  P A C Í F I C O
Socosani V-1,V-2 y V-3
AREQUIPA
MOQUEGUA
TACNA
PUNO
AYACUCHO
Fuente Termal
Epicentro sísmico
LAGO
TITICACA
CHILE
B
O
L
I
V
I
A
75 74 73 72 71 70
18
17
16
15
22/02/98 14/01/98
12/04/98
05/04/98
30/12/97
05/02/98
14/04/98
31/03/98
K. Gonzales
56
Mapa  4. Caldera del volcán Ubinas.  Muestreo de gas CO2 del suelo.
En setiembre de 1998 se realizó un
muestreo del gas CO2 del suelo sobre la
caldera del volcán Ubinas, para poder tener
evidencias de este alineamiento o de algún
otro fallamiento sobre la caldera del volcán,
para determinar las zonas anómalas de
emisión de CO2 del suelo sobre la caldera y
en las laderas del volcán Ubinas para
determinar y delimitar la existencia de
posibles fallas asociadas a este sistema.
Se realizó un perfil y medio (de forma
semicircular bordeando el cráter activo)
sobre la caldera del volcán Ubinas con
distancias de 50 m. entre cada punto de
muestreo (Mapa  4).  El muestreo se hizo en
tubos de vidrio cuyo análisis se realizó en el
IGF de Italia.   Los resultados obtenidos se
muestran en la Figura 8
En la Figura 8  los puntos con valores
elevados en concentración de CO2
corresponden a los puntos de muestreo
1100, 1800 1850, y 1900, los cuales se
encuentran alineados con la probable falla
de dirección NW  en la caldera del volcán
Ubinas.
Figura 8. Muestreo de CO2 en la caldera
del volcán Ubinas.  mapa  4 para la
ubicación de los puntos.
297 297 297 297 297 298 298 298 298
8192
8192
8192
8192
8192
8193
8193
8193
8193
8193
0
50
100
150
200
250
300
350
400
500
650
800
900
1000
1050
1150
1200
1350
1300
1400
1450
1500
1550
1600
1650
1700
1750
1800
1850
1900
700850
750
1100
Muestreo de Fumarolas
Muestreo de CO2
Fumarolas
   Falla 
Probable
Cráter Ubinas
0
500
1000
1500
2000
2500
0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
metros
C
O
2
 p
p
m
Método potencial espontáneo, volcán Ubinas y método geoquímica, vigilancia volcánica.
57
El muestreo de gas CO2 del suelo ha
contribuido a determinar los lugares de
mayor emisión  de CO2 en la caldera del
volcán Ubinas y poner en evidencia el
alineamiento de los puntos de mayor emisión
de gas con la falla de dirección N30°W
sobre la caldera del volcán.
La aplicación conjunta de diferentes
técnicas y métodos geofísicos y geoquímicos
en el estudio de volcanes activos nos permite
lograr un mejor conocimiento de su
estructura y sistema hidrotermal.
BIBLIOGRAFIA .
Ishido T. & Mizutani H. (1981).
Experimental and theorical basis of
electrokinetic phenomena in rock-water
systems and its applications togeophysics –
J. Geophys. Res., 86. 1763 – 1775.
Jackson D. & Kauahikaua J. (1987). –
Regional SP anómalies at Kilahuea.  In :
Volcanism in Hawaii. – USGS. Prof. aper
1350 chapter  40, 947-959.
Klaus Steinmüller & Bilberto Zavala C.
(1997):  Hidrotermalismo en el sur del Perú.
Boletín N° 18, Serie D, INGEMMET.
Maurice Aubert & Ishia Nurrahma Dana
(1994) Interprétacion des profils radiaux de
polarisatión spontanée (PS) en volcanologie.
Possibilités d’application de la méthode PS
a la surveillance des volcans actifs.  Bull.
Soc. Géol. Fr., N°2.
Rivera M. (1998).  Tesis: “El volcán Ubinas
(sur del Perú): geología, historia eruptiva y
evolución de las amenazas volcánicas
actuales”.
Tsunogai U. & Wakita H. (1995).
Precursory Chemical Changes in Ground
Water: Kobe Earthquake, Japan.  Science,
Vol. 269 – 7 July 1995.
Zablocki, c.j., (1976 - 1979).  Mapping
thermal anomalies on an active volcano by
the Self-potential method, Kilauea, Hawaii
Proceedings 2nd U.N. Symposium of the
development and use of geothermal sources,
San Francisco, California, M y 1975, 2,
1299 – 1309.
Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 59 - 68.
59
ANÁLISIS DE SEÑALES SÍSMICAS REGISTRADAS POR LA RED
 RADIO TELEMÉTRICA DEL IGP-AREQUIPA Y
POTENCIAL ESPONTANEO APLICADO AL ESTUDIO
ESTRUCTURAL  DEL VOLCÁN MISTI
DOMINGO A. RAMOS PALOMINO
Area de Vulcanologia-Geofísica
dramos@axil.igp.gob.pe
INTRODUCCIÓN
El periodo de prácticas pre-
profesionales efectuadas en el Instituto
Geofísico del Perú - Oficina Regional de
Arequipa se desarrolló dos temas de
entrenamiento e investigación, las mismas
que se exponen en el presente informe. La
primera parte de este informe consiste en un
análisis de las señales de las estaciones
sísmicas permanentes en la oficina del IGP-
Arequipa del periodo Septiembre-96 a
Junio-97. Durante este periodo se produjo
el terremoto de Nazca (12 de Non-96) y sus
réplicas dominaron la actividad sísmica
regional (ts-p >30 s) durante el mes de Nov-
96 disminuyendo gradualmente en los
meses siguientes. En la segunda parte de
este informe se hace una introducción al
estudio estructural del volcán Misti
mediante el método del Potencial
Espontáneo (PE) y su relación con el
análisis del gas del suelo y las mediciones
magnéticas en el Sur del volcán.
ANÁLISIS DE SEÑALES SÍSMICAS
REGISTRADAS POR LA RED
RADIO -TELEMÉTRICA DEL
IGP-AREQUIPA
Información general
El IGP-Arequipa, mantiene una red
Radio-telemétrica de transmisión analógica
y registro digital. Inicialmente esta red ha
estado operando con cinco estaciones (JOL,
PUC, PAT, SAC y CAY), pero las difíciles
condiciones de operación hicieron que
durante el periodo de estudio (Set-96 a Jun-
97) solamente estuvieran operativas tres
(SAC, JOL y CAY).
Por otro lado y como consecuencia
del terremoto de Nazca (12 Nov-96), el IGP
in taló diversas estaciones en la zona
central y sur del país con la finalidad de
registrar sus réplicas. Uno de los equipos
in talados fue el analógico MEQ-800 que
operó en la zona de San Gregorio-Camaná
y que registró gran número de réplicas del
sismo de Nazca; en el presente informe se
incluye datos provenientes de esta estación.
Características de las estaciones sísmicas
Estación Sachaca (SAC: 16.42°, 71.58°;
2237 m).
Ubicación y accesibilidad. Está ubicada en
a ciudad de Arequipa, distrito de Sachaca.
E  accesible por un desvío de la carretera
Panamericana hacia el distrito de Sachaca a
15 minutos de la ciudad de Arequipa.
Parámetros de operación (SAC):
Sismómetro Ranger : SS1 s/n = 1913
Amplificador-gain Amp.Att.: 18 bd
Ruido electrónico: 5 mV
Ruido sísmico: 40 mV
Filtros: 0.1-12.5 Hz.
Potencia de transmisión: 2.5 W
P nel solar: 18.8 Vdc
Bateria  S/Ps = 12.8 Vdc, C/Ps = 13.8 Vdc
D. Ramos.
60
Estación Cayma (CAY: 16.38°; 71.54°;
2350 m).
Ubicación y accesibilidad. Está ubicada en
la ciudad de Arequipa, distrito de Cayma.
Está instalada en las oficinas del IGP
Arequipa cito en la Urbanización La
Marina B-19  del distrito de Cayma.
Parámetros de operación (CAY):
Estación operando en “Strong Motion”.
Sismómetro Ranger : SS1 s/n = 1913
Amp.Gain Amp.  Att. :12 bd  conectado
directamente
Estación Jolla-Jello (JOL; 15.91°; 71.78°;
5038 m).
Ubicación y accesibilidad.-Se encuentra
ubicada en la Provincia de Caylloma,
Distrito de Achoma, en la cumbre del cerro
Jolla-Jello a 15 Km del volcán Sabancaya.
Es accesible por la carretera Arequipa-
Chivay. A 11 Km. antes de llegar a la
localidad de Chivay se toma un desvío que
conduce a las haciendas Cajamarcana y
Sallalli, a partir de este lugar se inicia el
ascenso a la estación ubicada en el cerro
Jolla-jello (5038 m.s.n.m.) y acondicionada
en uno de los ambientes de un campamento
abandonado aproximadamente desde hace
13 años y que posiblemente pertenecieron a
la Corporación de Aviación Comercial.
Parámetros de operación (JOL):
Sismómetro Ranger : SS1 s/n = 1913
Amplificador-gain Amp.Att.: 12 bd s/n =
0639
Ruido electrónico: 3 mV
Ruido sísmico: 50 mV
Filtros: 0.1-12.5 Hz.
Potencia de transmisión: 2.5 W
Panel solar: 19.0 Vdc
Batería  S/Ps = 12.8 Vdc, C/Ps = 13.8 Vdc
Estación San Gregorio (16.77°; 2.68°;
500 m)
Ubicación y accesibilidad..- Está ubicada
en la ciudad de Camaná, distrito de San
Gregorio. Es accesible desde la ciudad de
Camaná por una carretera que conduce al
distrito de San Gregorio a
aproximadamente 3 Km. al N de la ciudad.
Parámetros de operación (SAN
GREGORIO):
Sismómetro Ranger : SS1
Amplificador-gain Amp.Att.: 24 bd
Ruido electrónico: 5 mV
Ruido sísmico: 20 mV
Filtros: 0.04-0.8 Hz.
Batería  S/Ps = 12.8 Vdc, C/Ps = 13.8 Vdc
MÉTODO DE TRABAJO
El método empleado ha consistido
primeramente en una recopilación y
distribución  de los eventos sísmicos
registrados en las  estaciones de Sachaca,
Cayma, Jolla-jello y San Gregorio, para lo
cual se ha empleado una clasificación con
rangos de diferencia de tiempo para ondas
corpóreas  tS-P en segundos la cual
multiplicada por una constante de velocidad
(8.1 m/s), nos dará aproximadamente una
distancia en kilómetros para tener una idea
del radio de la actividad sísmica desde cada
una de las estaciones. La determinación de
los tiempos de arribo de las señales
sísmicas se realizó mediante el paquete de
procesamiento de información sísmica
SISMALP para las estaciones de SAC, JOL
y CAY (registro digital); mientras que para
la estación de San Gregorio se realizó
manualmente sobre los registros analógicos.
RESULTADOS OBTENIDOS
Estaciones  de Sachaca, Cayma, Jolla-
Jello y San Gregorio
Las figuras 1, 2 y 3 representan en
gráficos de barras La actividad sísmica total
mensual registrada en cada una de las
estaciones fijas del IGP-Arequipa (SAC,
CAY y JOL).
De manera general se puede
apreciar un incremento notorio de la
actividad sísmica regional (ts-p >30 s) a
partir del mes de Nov-96 y que fue
Análisis de señales sísmicas y potencial espontaneo, volcán Misti.
61
disminuyendo en el transcurso de los meses
siguientes, este fuerte incremento se
produjo debido a la gran cantidad de
réplicas del terremoto de Nazca (12 de
Nov96) registradas por estas estaciones.
La estación SAC ha registrado un
total de 2929 eventos sísmicos durante este
periodo de tiempo,  sin embargo la
actividad sísmica local (ts-p 00 – 20 s) no
excede los 100 eventos mensuales para
cada uno de los rangos estudiados (Figura
1). El rango ts-p comprendido entre 0.0 y 5.0
s presenta un ligero incremento de la
actividad sísmica en el mes de Feb-97
llegando hasta 89 sismos. Esta actividad
probablemente esté relacionada a las zonas
sísmicas de “La Joya” y “San José”.
La estación CAY por su modalidad
de estar trabajando con fuerte atenuación (6
db), únicamente registra la actividad
sísmica de intensidades perceptiblemente
fuertes en dicha estación. La estación CAY
ha registrado 24 eventos sismos regionales
(ts-p >30 s) durante el mes de Nov-96, esta
actividad representa únicamente a réplicas
del terremoto de Nazca (12 Nov-96).
La actividad sísmica de la estación
JOL ha sido notablemente alterada por una
actividad superficial local (ts-p = 0.0 - 5.0 s)
alcanzando a registrarse 276 sismos en este
rango a fines del mes de Nov-96 (Figura 3).
Es posible que esta actividad se haya
producido como consecuencia posterior del
terremoto de Nazca el cual habría
reactivado algún sistema de f llamiento en
zonas cercanas al nevado Hualca-Hualca
(SW de Maca). Considerando episodios
semejantes previo al sismo de Maca (23 de
Julio de 1991) en dicha zona, se consideró
importante la vigilancia permanente de esta
crisis sísmica, afortunadamente el evento
principal nunca llegó. Durante los meses
comprendidos entre Febrero a Abril de
1997, la estación Jolla-Jello fue desactivada
por problemas logísticos.
La estación SAN GREGORIO,
registró muy poca actividad sísmica local
(ts-p = 0.0 20.0 s), el máximo número de
sismos corresponde al rango Ts-p = 20.1 –
30.0 s el día 19 de Nov-96 con 8 eventos
sísmicos (Figura 4). Por otro lado, la mayor
actividad sísmica total (123 eventos)
proviene de la sismicidad regional (ts-p = >
30 s), al igual que en los casos anteriores,
estos eventos constituyen réplicas del
terremoto de Nazca.
Figura 1. Estación de Sachaca, frecuencia sísmica mensual (Set.96 – Jun97).
0
50
100
150
200
250
300
350
400
Sep-96 Oct-96 Nov-96 Dec-96 Jan-97 Feb-97 Mar-97 Apr-97 May-97 Jun-97
MESES
0,0 - 5,0 (Seg.)
5,1 - 10,0 (Seg.)
10,1 - 15,0 (Seg.)
15,1 - 20,0 (Seg.)
20,1 - 30,0 (Seg.)
>30 (Seg.)
D. Ramos.
62
Figura 2. Estación de Cayma, frecuencia sísmica mensual (Set.96 – Jun97).
Figura 3. Estación de Jolla Jello , frecuencia sísmica mensual (Set.96 – Jun97).
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
Sep-96 Oct-96 Nov-96 Dec-96 Jan-97 Feb-97 Mar-97 Apr-97 May-97 Jun-97
MESES
0,0 - 5,0 (Seg.)
5,1 - 10,0 (Seg.)
10,1 - 15,0 (Seg.)
15,1 - 20,0 (Seg.)
20,1 - 30,0 (Seg.)
>30 (Seg.)
0
50
100
150
200
250
300
350
400
Sep-96 Oct-96 Nov-96 Dec-96 Jan-97 Feb-97 Mar-97 Apr-97 May-97 Jun-97
MESES
0,0 - 5,0 (Seg.)
5,1 - 10,0 (Seg.)
10,1 - 15,0 (Seg.)
15,1 - 20,0 (Seg.)
20,1 - 30,0 (Seg.)
>30 (Seg.)
Análisis de señales sísmicas y potencial espontaneo, volcán Misti.
63
Figura 4. Frecuencia sísmica por rangos S-P
Estación sísmica San Gregorio (17 – 24 Nov. 96).
PRÁCTICAS DE APLICACIÓN DE
MÉTODOS GEOELÉCTRICOS
APLICADO AL ESTUDIO
ESTRUCTURAL DEL VOLCÁN MISTI
INTRODUCCIÓN
El método del Potencial
Espontáneo (PE) es un método geofísico de
campo natural, su aplicación en el estudio
de estructuras volcánicas radica en la
interpretación del comportamiento de la
señal de PE dentro del sistema hidrotermal
(generado por el flujo ascendente de vapor
de agua y gas volcánico dentro de la
estructura volcánica) y/o en el sistema
hidrogeológico (generado principalmente
por el efecto de infiltración del agua
meteórica en las partes bajas de la
estructura volcánica). En estos dos sistemas
se producen flujos electrocinéticos de
sentidos opuestos, estos flujos pueden ser
controlados por la presencia de estructuras
mayores o notables diferencias litológicas
que pueden existir en un edificio volcánico.
Por lo tanto, es de esperar que las anomalías
de PE puedan correlacionarse a la presencia
de estructuras, escondidas o no de un
volcán.
En el Perú se conocen cerca de 400
estructuras volcánicas, gran parte de estos
se encuentran en el Sur del país. Unos 10 de
ellos son considerados activos o
potencialmente activos. El volcán Misti (S
16°18´, W 71°24´, 5822 m) es uno de ellos,
encontrándose a solo 17 Km al NNE de la
ciudad de Arequipa (> 1 M de habitantes).
El trabajo de PE aplicado al estudio
estructural del volcán Misti persigue el
objetivo principal de identificar la zona de
convección asociada al sistema hidrotermal
del volcán Misti así como determinar
posibles zonas de debilidad del mismo.
Además, este trabajo servirá de base para
futuras investigaciones geofísicas y
geológicas y para la confección de un mapa
de peligro volcánico.
Mediciones de PE en el volcán Misti
Se ha planificado efectuar
trabajos de campo para la obtención de
valores de PE en un área de estudio de
aproximadamente 18 x 19 Km. En el
presente informe se reporta los
resultados obtenidos en cerca de 51 Km.
de mediciones con 100 metros de
distancia entre puntos de medida de PE
0
5
10
15
20
25
30
35
17 18 19 20 21 22 23 24
DIAS
0,0 - 5,0 (Seg.)
5,1 - 10,0 (Seg.)
10,1 - 15,0 (Seg.)
15,1 - 20,0 (Seg.)
20,1 - 30,0 (Seg.)
>30 (Seg.)
D. Ramos.
64
habiéndose identificado una zona de
notable anomalía negativa (>4000 mV)
situados entre los 4000 y 4600 m.s.n.m.
y de mas de 8 Km de longitud de onda.
Una anomalía con semejante amplitud
no ha sido conocida hasta ahora en el
mundo, según se conoce de diversas
publicaciones geofísicas relacionadas a
trabajos de PE que alcanzan algunos
centenares de mV (Kilauea, Puhimau,
Vulcano, Stromboli, Etna, Usu, Okkaido
Komaga Take etc...) con un máximo de
1400 mV para el volcán Pitón de la
Fournaise en las Islas Réunion o 2000 mV
para el volcán Colima en México.
En el Mapa 1 se muestra en cruces
el recorrido por donde se tomaron los
valores de PE  y las anomalías que estas
producen a la izquierda del gráfico se puede
observar una escala en colores.
Previo a este estudio se realizaron
tres perfiles cortos con el fin de determinar
los niveles de ruido geoeléctrico (de 50 m
de longitud y con mediciones en cada
metro) en diferentes lugares de la ladera SE
del volcán tales como la pampa de Hu jare,
pampa de Huajalipampa y la pampa del
eucaliptus y que atravesaron diferentes
estructuras observadas en superficie
(quebradas, zonas de vegetación, etc.). En
la Figura 5 se puede observar que los
valores útiles para las mediciones del PE en
el Misti deben estar por encima de los 100
mV que es el valor de máxima amplitud
para la pampa de Huajare.
Los offset observados (diferencia
de cierre de circuito debido al
desplazamiento del electrodo fijo) son
totalmente fiables, pues están en el orden de
8 a 12 mV para un circuito de 12 a 18 Km.
de longitud. En el Mapa 1 se muestra la
presencia de una anomalía con dirección
EW, con una longitud de onda de 8 Km y
con una amplitud de 4113 mV, esta
anomalía está situada en el flanco Sur del
edificio volcánico a 4200 m.s.n.m. se
interpreta esta  anomalía como el límite del
sistema hidrotermal en el sector S-E del
volcán Misti.
Relación entre el potencial
espontáneo y el análisis  de las
mediciones de gas del suelo
La liberación de gas volcánico
(fumarolas) en el volcán Misti se observa
únicamente en el interior del actual cráter
activo y por las inmediaciones de una
colada de lava en la cúspide del flanco N-E
de dicho volcán. Considerando que las
emisiones de CO2 en un ambiente volcánico
son relacionados a procesos de
degasificación de magma, se realizaron un
total de 56 mediciones de gas del suelo en
el flanco S-E del volcán Misti con la
finalidad de correlacionar los resultados de
las concentraciones de CO2 y el PE.
Los resultados del análisis de gas
del suelo realizados sobre el perfil de PE
N°2 (Figura 6-a, 6-b), no muestran una
relación directa entre la zona de transición
de los sistemas hidrogeológico-hidrotermal
(detectado con el mínimo valor del PE) y
las concentraciones de CO2 –De tratarse de
una zona de debilidad, esta zona debería de
presentar fuertes emisiones de gas
volcánico (CO2)-. Por otro lado, se observa
una concentración relativamente baja de
CO2 con respecto a la zona hidrotermal y
por el contrario una concentración alta de
CO2 en las partes bajas del volcán (sistema
hidrogeológico). Por lo tanto se deduce que
en el sector S-E del sistema hidrotermal del
volcán Misti no existe un proceso de
degasificación magmática.
Análisis de señales sísmicas y potencial espontaneo, volcán Misti.
65
0 20 40 60
DISTANCIA (metros)
-100
-80
-60
-40
-20
0
20
D
IF
E
R
E
N
C
IA
 D
E
 P
O
T
E
N
C
IA
L 
(m
V
)
PERFIL HUAJALIPAMPA
PERFIL EUCALIPTUS
PERFIL HUAJARE
AREQUIPA
V. MISTI
CHIHUATA
PAMPA HUAJARE
EUCALIPTUS
HUAJALIPAMPA
Km
Figura 5. Prueba de ruido de la señal del potencial espontaneo en el volcán Misti
Mapa 1.Mapa de anomalías PE en el sector SE del volcán Misti
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18
Distancia
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
i
t
PE
(mV)
Río chili
Río
And
ama
yo
Arequipa
Chiguata
-3600
-3300
-3000
-2700
-2400
-2100
-1800
-1500
-1200
-900
-600
-300
0
300
A1
cima del volcán
       MIsti
   (5822
m)
 Nido
de
Águilas(4700
m)
Pastore
s
D. Ramos.
66
Figura 6. Análisis del gas del suelo sobre el
perfil PE N° 2.
Relación entre el potencial espontáneo y
las mediciones magnéticas en el volcán
Misti
No se tiene conocimiento de
trabajos anteriores de magnetismo
realizados en el volcán Misti, por lo tanto
con la finalidad de realizar perfiles
exploratorios se realizaron dos perfiles de
magnetismo, uno sobre el perfil 2 de PE
(flanco S-W del volcán) y el otro en el
sector S-E del mismo con un magnetómetro
de Protones ELSEC de Propiedad del IRD
que mide la intensidad del campo
magnético total “F”. En la figura 6-c se
muestra las mediciones del campo total F
realizadas sobre el perfil de PE N° 2. En
forma general se puede apreciar que no
existe correlación alguna entre las
mediciones magnéticas y los resultados de
PE (Figura 6).
La línea vertical discontinua
que cruza los tres gráficos señala el
mínimo PE localizado en el perfil 2
(flanco S-E).
CONCLUSIONES
Durante el periodo de estudio
(Set-96 a Jun-97), la actividad sísmica
asociada al terremoto de Nazca (12 de
Noviembre de 1996) a sobresalido en la
distribución por rangos tS-P >30 s de las
estaciones sísmicas del IGP-Arequipa
en el mes de Nov-96. Esta actividad fue
posteriormente disminuyendo en los
meses siguientes. Por otro lado, se ha
observado un notable incremento de la
actividad sísmica superficial en la zona
al SE del nevado Hualca-Hualca, luego
del terremoto de Nazca.
En cuanto al trabajo del
Potencial Espontáneo (PE), se ha
observado una anomalía de mas de 4000
mV de amplitud en el sector S-E del
volcán Misti, en la actualidad esta
amplitud es considerada como la mas
alta del mundo.
El análisis de gas de suelo del
volcán Misti no muestran una relación
directa entre la zona de transición
(sistema hidrotermal/sistema
hidrogeológico) y la degasificación del
magma volcánico (CO2).
El perfil de magnetismo en el
sector sur del volcán Misti no presenta
correlaciones apreciables con los
resultados del Potencial Espontáneo
(Perfil 2).
Gracias al periodo de Prácticas,
se ha podido obtener gran experiencia
en diversos aspectos de la sismología
tales como el análisis de la información
sísmica digital y analógica, la atención
del servicio de emergencia sísmica,
instalación de los equipos sísmicos en
diversas misiones de campo, etc. que
0
500
1000
1500
2000
C
O
2 
(p
pm
)
-4000
-3000
-2000
-1000
0
1000
PE
 (m
V
)
a) Potencial Espontáneo
b) Gas del suelo
0200040006000800010000
Distancia (m)
23000
24000
25000
26000
27000
C
am
po
 T
ot
al
 "
F"
 (n
T
)
c) Magnetismo
Zona Hidrogeológica Zona Hidrotermal
Análisis de señales sísmicas y potencial espontaneo, volcán Misti.
67
son de gran importancia para la
formación profesional.
BIBLIOGRAFIA
Bruce A. Bolt., (1995): Earthquakes.
University of California, Berkeley. 331
Págs.
Robert I. Tilling y Raymundo S.
Punongbayan., (1993): Los Peligros
Volcánicos, Apuntes Para un Curso
Breve Sobre los Peligros Volcánicos 2-
3 de julio de 1989, Santa fé, Nuevo
México, U.S.A.125 Págs.
A.Udias Vallina y J. Mezcua
Rodríguez ., (1986): Fundamentos de
Geofísica. Universidad Computense de
Madrid - Instituto Geográfico Nacional.
419 Págs.
G. Payo Subiza., (1986): Introducción
al Análisis de Sismogramas. Ministerio
de la Presidencia. Instituto Geográfico
Nacional
A. Rodríguez Begazo., (1976)
Velocidades Sísmicas y Estructura
Cortical en la Región Suroeste del Perú.
Tesis para obtar el Título de Ingeniero
Geólogo. U.N.S.A. 47 Págs.
Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 69 - 80.
69
CARATERISTICAS DE LA SISMICIDAD EN LA
REGIÓN SUR DE PERÚ
ISABEL BERNAL ESQUIA
Centro Nacional de Datos Geofisicos - Sismología
Ibernal@axil.igp.gob.pe
RESUMEN
En el presente estudio se describe las principales características de la ismicidad y
sismotectónica de la región Sur de Perú. La distribución de la sismicidad en espacio y en
profundidad es analizada en detalle a fin de identificar patrones de sismicidad. Para tal objetivo,
se ha utilizado datos sísmicos contenidos en el catálogo del Nacional Earthquake Information
Center (NEIC) complementado con información del catalogo del Instituto Geofísico del Perú,
periodo1970-1995. Los sismos considerados en el análisis presentan magnitudes mb³4.0. Así
mismo, se realiza la descripción de las características tectónicas y de los principales sistemas
de fallas activas presentes en la región Sur de Perú. Los resultados obtenidos permiten
identificar las zonas de mayor potencial sísmico en superficie y en profundidad, configurar la
geometría del proceso de subducción en esta región.
INTRODUCCION
La continua evolución de la Tierra,
se observa en la producción de nueva
Litosfera en los fondos oceánicos y la
perdida de la misma en las zonas de
subducción. El nuevo material formado
dentro de las placas, permite que estas se
movilicen a una velocidad de 7 a 10 cm/año
(expansión del fondo oceánico). En las
zonas de colisión de placas, una de ellas se
introduce bajo la otra, permitiendo que el
material litosférico vuelva al interior de la
Tierra (Tavera, 1993).
El borde Occidental de América del
Sur es una típica zona de colisión de placas
y de los bordes de placa, el más activo
desde el punto de vista s mológico. El Perú
forma parte de ella y su actividad sísmica
más importante esta asociada al proceso de
subducción de la placa Nazca (oceánica)
bajo la placa Sudamericana (continental),
generando terremotos de magnitud elevada
a diferentes rangos de profundidad.
Algunas veces estos terremotos tienen
efectos destructivos en superficie y
producen daños importantes a lo largo de la
costa Peruana. Un segundo tipo de
actividad sísmica, es producido por las
deformaciones corticales que se producen a
lo largo de la Cordillera Andina, generando
terremotos menores en magnitud y
frecuencia.
La distribución de la sismicidad en
Perú, ha sido tema de muchos estudios
geofísicos a fin de determinar la geometría
de la subducción haciendo uso de diferentes
tipos de información (Stauder, 1975;
Barazangi y Isacks, 1976, 1979; James,
1978; Hasegawa y Isacks, 1981; Rodríguez
y Tavera, 1991; Tavera y Buforn, 1998;
Tavera 1998). Así mismo, otros autores han
delineado las zonas de mayor deformación
superficial en el interior del continente
(Megárd y Philip, 1976; Dorbath et al.,
1986, 1990, 1991; Suárez et al., 1982;
Grange, 1984; Tavera y Buforn, 1998;
Tavera, 1998).
En Perú, la distribución de los
sismos en función de la profundidad de sus
focos, ha permitido configurar la geometría
del proceso de subducción de la placa
oceánica bajo la continental. Una
característica importante de esta geometría,
es que cambia su forma al pasar de una
subducción de tipo horizontal (region Norte
y Centro) a una de tipo normal (región sur)
a la altura de la latitud de 14°S. Este
cambio en el modo de la subducción llevó a
Barazangi y Isacks (1976) postular la
hipótesis de que la litósfera oceánica se
rompía; sin embargo, estudios posteriores
I. Bernal
70
han permitido observar que en realidad la
placa oceánica soporta una contorsión
(Deza, 1972; Grange t al, 1984; Rodriguez
y Tavera, 1991; Cahill y Isacks, 1993;
Tavera y Buforn, 1998.).
En el presente estudio se realiza
una revisión detallada de las características
de la sismicidad en la región Sur de Perú, se
identifica los principales sistemas de fallas
y se propone un modelo para la geometría
del proceso de subducción en esta región.
CARACTERISTICAS TECTONICAS
DE LA REGION SUR DE PERU
Tectónica
En el Perú, la Cordillera Andina es
un claro ejemplo de cordillera formada
como resultado del proceso de subducción
de una placa oceánica bajo la placa
continental, la misma que se extiende desde
Venezuela hasta el Sur de Chile. En el Perú,
la cordillera presenta un ancho que oscila
entre 250 km. en la región Central a 500
km. en la región Sur. Desde el punto de
vista estructural, la Cordillera Andina
puede ser dividida en 5 zonas morfológicas
paralelas a la fosa peruana-chilena (Megard
and Philip, 1976; Marocco, 1978;
Dalmayrac et al.,1980). De Oeste a Este, en
la figura 1 se puede identificar las
siguientes unidades: Zona Costanera,
Cordillera Occidental, Zona del Altiplano,
Cordillera Oriental y la Zona Subandina. A
continuación, se describe las principales
características de cada una de estas
unidades:
Figura 1. Esquema de subducción para la
región Sur de Perú. Se muestra las
principales unidades morfológicas.
L  Zona Costanera.-Esta unidad es una
zona delgada de terreno que limita por el
Oeste con el litoral y por el Este con el
Batolito-costanero. En la región Sur su
ancho es de 40 a 50 km y básicamente está
formada por basamentos fuertemente
plegados.
La Cordillera Occidental.- Corresponde la
zona comprendida entre el Batolito-
costanero al Oeste y la Zona del Altiplano
al Este. Esta estructura se encuentra bien
definida de Norte a Sur formando una línea
de crestas que sobrepasan los 5000 m. de
altitud, la misma que va decreciendo hacía
la región Sur. Está unidad esta compuesta
principalmente por rocas volcánicas y
plutónicas.
La Zona del Altiplano.- La zona del
Altiplano se sitúa entre las Cordilleras
Occidental al Oeste y Oriental al Este y
tiene su origen en la región central de Perú
a una latitud de 9°S aproximadamente, para
extenderse hacia la región Sur hasta
Bolivia. En esta región, cerca al Lago
Titicaca, la unidad tiene espesores de 140 a
200 km con elevaciones del orden de 3000
m. La unidad esta formada por una serie de
cuencas intramontañosas y altas mesetas
que se prolongan hacia el Altiplano
Boliviano.
La Cordillera Oriental.- Esta unidad se
localiza en la región Centro y Sur de Perú y
limita al Oeste con el Altiplano y al Este
con la zona Subandina. La Cordillera
Oriental tiene una elevación de 3700 a 4000
m y corresponde a un extenso anticlinal. En
la región Sur, la cordillera se curva en
dirección E-W. El vulcanismo andino es
prácticamente inexistente en esta
Cordillera.
La Zona Subandina.- Esta unidad
corresponde al Pie de Monte Amazónico de
los Andes, limitando al Oeste con la
Cordillera Oriental y al Este con el escudo
brasileño. La zona Subandina tiene una
anchura variable en la región Sur de
aproximadamente de 5-7 km. Esta unidad
presenta terrenos sedimentarios afectados
por pliegues de gran longitud de onda.
Características de la sismicidad, región sur de Perú.
71
Las unidades descritas
anteriormente son producto de la
subducción de la placa oceánica bajo la
placa continental, proceso que ha originado
un progresivo engrosamiento de la corteza
y plegamiento de los sedimentos. La
evolución tectónica en Perú, se ha realizado
acompañada de un proceso de deformación
que ha generado en superficie la presencia
de importantes sistemas de fallas. Estos
sistemas, se distribuyen principalmente en
los altos andes y en la zona Sub ndina de
Norte a Sur.
PRINCIPALES SISTEMAS DE
FALLAS
Las fallas son producidas por la
ruptura de una parte de la corteza, lo que
ocasiona una discontinuidad en la estructura
geológica. Existen tres tipos de fallas en
función de su geometría: fallas normales
(indican alargamiento de la corteza), fallas
inversas (indican acortamiento de la
corteza) y fallas de desplazamiento (indican
desplazamiento paralelo al rumbo de la
falla). Debido a la estrecha relación entre la
actividad sísmica y la tectónica, es que se
describe brevemente las características de
las principales fallas presentes en la región
Sur de Perú, Figura 2 (Marocco, 1978;
Dalmayrac y Molnar, 1981; Sebrier et
al.,1982).
Figura 2. Distribución de los principales
sistemas de fallas en la Región Sur de
Perú.; (a) = Dorsal de Nasca y (b) = Fosa
Perú – Chile.
Falla de Marcona.- Falla ubicada al NE de
San Juan de Marcona (Ica) con movimiento
e tipo normal compatible con una
extensión en dirección N-S.
Fallas de La Planchada.- Este sistema de
fallas se localiza en la provincia de Islay,
(Arequipa) y esta constituida
principalmente por las fallas de Calaveritas
y La Planchada Este. Ambas presentan un
movimiento ranscurrente.
Falla de Chulibaya.- Esta falla se ubica en
el departamento de Tacna, entre Locumba y
Curibaya. Su movimiento de tipo normal
con buzamiento hacia el Sur.
Falla de Huaytapallana.- Esta falla se
localiza al pie de los nevados de la
Cordillera del Huaytapallana (Huancayo) y
presenta movimiento de tipo inverso
orientado en dirección NW-SE con un
buzamiento hacia el NE.
Falla de Tambomachay.- Falla localizada al
Norte de la ciudad del Cuzco con rumbo E-
W y buzamiento de 60° hacia el Sur. La
longitud de la falla es de 20 km.
aproximadamente.
Fallas de Ausangate.- Este sistema de fallas
se localiza entre la ciudad de Ocongate y el
macizo de Ausangate (Cuzco) con rumbo
promedio de N60°E y longitud de 20 km.
El movimiento de la falla es de tipo normal.
Fallas del Alto Vilcanota.-(Pomacanchi,
Yanaoca, Langui-layo): Este sistema de
fallas se distribuye sobre 70 km, de
longitud al Norte de las lagunas de
Pomacanchi y Langui-layo. Estas fallas pr
esentan movimientos de tipo normal
compatibles con una extensión N-S.
Falla Viscachani.-Esta falla se encuentra al
Este de la localidad de Ananea y tiene un
rumbo E-W con buzamiento hacia el Norte.
Su movimiento es de tipo normal.
Fallas Huambo-Cabanaconde.- Este
sistema se compone de dos fallas (Trigal y
Solarpampa) ubicadas en Huambo y
Cabanaconde (Arequipa). Estas fallas son
I. Bernal
72
de tipo normal con rumbo en dirección E-W
y buzamiento hacia el Sur.
Fallas de Ayacucho.- Estas fallas se ubican
al NW de la ciudad de Ayacucho, frontera
con el departamento de Huancavelica y
presentan un movimiento de tipo normal.
Estos sistemas de fallas activas
presentes en la región Sur de Perú, son
parte de la expresión en superficie de los
diferentes procesos de deformación que se
producen a consecuencia de la subducción
de la placa oceánica bajo la continental.
ANALISIS Y EVALUACION DE LA
SISMICIDAD EN LA REGION SUR DE
PERU
El importante índice de sismicidad
observado en el borde Occidental del
continente Sudamericano y la existencia de
la fosa Perú-Chile, indican claramente la
presencia de una zona de subducción,
donde la placa de Nazca se introduce bajo
de la placa Sudamericana generando
terremotos de magnitud elevada con
relativa frecuencia. En la región Sur de
Perú, se han realizado muchos estudios de
sismicidad con el fin de delinear el contacto
de la placas en función de la profundidad de
los focos de los sismos, la misma que
parece ser diferente a las regiones Norte y
Centro (Stauder, 1975; James, 1978;
Barazangi et Isacks, 1979; Hasegawa nd
Isacks, 1981; Grange, 1984; Tavera y
Buforn, 1998; Tavera, 1998). El cambio en
la forma de esta geometría podría ser
explicado con la posible existencia de una
“Zona de Transición” situada entre 13° y
15°S (Deza, 1972). En esta zona la placa
oceánica soportaría una contorsión sobre un
ancho de 200 km aproximadamente; la
misma que coincide con la deflexión de
Abancay (Marocco, 1978).
A fin de evaluar estas
apreciaciones, en este estudio de analiza las
principales características de la sismicidad
en región Sur de Perú, a partir de datos
telesísmicos de la Red Mundial (NEIC)
complementado con datos del catalogo del
Instituto Geofísico del Perú para el periodo
de 1970 a 1995. A fin de utilizar una base
de datos sísmicos homogéneos, se
considera únicamente los sismos con
magnitudes mayores o igual a 4.0 mb,
debido a que a partir de esta magnitud los
errores en los parámetros hip centrales de
los sismos son menores.
Distribución espacial de la actividad
sísmica
A fin de realizar un análisis
detallado de la distribución espacial de los
sismos en la región Sur del Perú, se ha
procedido a clasificar los sismos en función
de la profundidad de sus focos: sismos con
foco superficial (h£60km), con foco
intermedio (60<h£300km) y foco profundo
(h>300km).
Sismos con foco superficial. En la Figura
3, se muestra la distribución de los sismos
con foco superficial (h£60km), los mismos
que distribuyen principalmente entre la fosa
y la línea de costa, asociados
probablemente al proceso de subducción a
profundidades menores a 60 km. La
sismicidad superficial también se localiza
en el interior del continente y ellos pueden
ser relacionados con la deformación
tectónica superficial. En la región de
estudio (Figura 3), esta ismicidad se
distribuye formando tres grupos: el primero
se localiza en el departamento de Junín y
corresponde probablemente a la falla de
Huaytapallana; el segundo en el
departamento de Ayacucho sobre el sistema
de fallas de Ayacucho y el tercero en la
provincia de Caylloma (departamento de
Arequipa), sobre el sistema de fallas de
Huambo y Cabanaconde. Asimismo, un
buen número de sismos se encuentran
distribuidos de manera dispersa en el
extremo SE de la región de estudio.
Sismos con foco intermedio. La
distribución de los sismos con foco
intermedio (60<h<300km) se presenta en la
Figura 4 y en ella se observa que los sismos
se distribuyen principalmente en la parte
continental formando cuatro áreas con
características diferentes. En el área A y C
se observa una mayor concentración de
sismos, la primera abarca el departamento
de Tacna y la parte SE de Puno y la
segunda la parte Sur del departamento de
Ayacucho, parte NW de Puno y en su
Características de la sismicidad, región sur de Perú.
73
totalidad los departamentos de Arequipa y
Apurimac. En las áreas B y D se observan
una disminución de la actividad sísmica, la
primera comprende el departamento de
Moquegua y parte central de Puno y la
segunda los departamentos de Ica,
Huancavelica y parte Norte de Ayacucho.
Asimismo, se debe anotar que el área D se
localiza próxima a la zona de Transición.
En el extremo NE del área de estudio, no se
observa actividad sísmica con foco
intermedio.
Figura 3. Sismicidad con foco superficial
ocurrida en la región Sur de Perú, durante
el periodo 1970 – 1995, mb ³4.0.
Figura 4. Sismicidad con foco intermedio
(cuadrado) y profundos (triángulos),
ocurrida en la región Sur de Perú, durante
1970 – 1995, mb ³4.0.
Sismos con foco profundo.- Los sismos
con foco profundo (h³300 km) se presentan
en la Figura 4 y en ella se observa que está
sismicidad se distribuye mayormente en la
parte Oriental de Perú, concentrada en la
frontera Perú-Brasil siguiendo un
alineamiento N-S y en a frontera Perú-
Bolivia (entre 13° y 15°S) de manera
ispersa.
Figura 5. Sismicidad ocurrida en la Región
Sur de Perú, durante el periodo 1970 –
1995, mb ³4.0. Se indica las diferentes
áreas correspondientes a las secciones
verticales, paralelas a la fosa.
Figura 6. Sismicidad ocurrida en la región
Sur de Perú, para el periodo 1970 – 1995,
mb ³4.0. Se indica las diferentes áreas
correspondientes a las secciones
verticales, perpendiculares a la fosa.
Distribución de la sismicidad en función
de la profundidad de sus focos
La distribución de los sismos en
función de la profundidad de sus focos,
puede ser analizada mediante la elaboración
de perfiles de sismicidad paralelos y
perpendiculares a la línea de la fosa
I. Bernal
74
peruano-chilena. Este análisis permitirá
definir la zona de contacto entre las placas
y configurar la geometría de la subducción
para la región Sur de Perú. Se ha elaborado
de Oeste a Este, 12 perfiles de si micidad
paralelos a la línea de fosa con una área de
50x1030 km. Debido a que en el extremo
NE de la zona de estudio, el número de
terremotos es mínimo, el perfil 12 tiene un
área de 300x1030 km (Figura 5). Los
perfiles de sismicidad perpendiculares a la
fosa han sido elaborados de Sur a Norte y
tienen un área de 50x1030 km, siendo en
total 13 perfiles (Figura 6).
Perfiles sísmicos paralelos a la fosa
 Perú-Chile
En la figura 7, se presenta de
manera correlaciona los 12 perfiles de
sismicidad paralelos a la línea de la fosa
peruano-chilena. En los perfiles 1 y 2, la
sismicidad  presenta profundidades
menores a 100 km y se distribuye
homogéneamente a lo largo de todo el
perfil. En el perfil 3, la sismicidad es mayor
y cubre toda la sección vertical hasta una
profundidad de 100 km. La sismicidad en el
perfil 4, se concentra entre 50 y 150 km de
profundidad, observándose que a una
distancia de 885 km desde LR1 (línea de
referencia), hay una mayor concentración
de sismos a una profundidad de 100-150
km. Los perfiles 5 y 6 presentan el mismo
patrón mencionado anteriormente, sin
embargo el perfil 6 muestra que a una
distancia de 420 km desde LR1, la
sismicidad se concentra entre 100 y 200 km
de profundidad. Asimismo a una distancia
de 600 km desde LR1, se observa mayor
acumulación de sismos con foco superficial
asociados probablemente a la presencia del
sistema de fallas de Huambo y
Cabanaconde. La sismicidad en el perfil 7
se distribuye sobre una profundidad de 100
km hasta una distancia de 420 km desde
LR1 y a partir de la cual, ésta se distribuye
siguiendo una línea inclinada con un ángulo
de 30° hasta una distancia de 680 km desde
LR1. A partir de esta distancia, la
sismicidad se distribuye de manera
horizontal a una profundidad de 230 km. El
perfil 8 muestra similar tendencia que el
perfil 7, sin embargo, su ángulo de
inclinación se inicia de una distancia de 480
km desde la línea de referencia LR1 hasta
alcanzar profundidades próximas a 300 km.
En los perfiles 9, 10 y 11 la distribución de
los sismos es muy disperso y no muestran
ningún patrón definido; sin embargo, en el
perfil 10 se observa una pequeña
aglomeración de sismos a una profundidad
de 50 km que probablemente corresponda a
la falla del Huaytapallana. En el perfil 12,
se observa la presencia de sismos con foco
profundo (entre 550 y 700 km), los mismos
que forma dos grupos, el primero entre 200
y 400 km desde LR1 y el otro entre 620 y
900 km, los mismos que corresponden a la
sismicidad observada en el límite fronterizo
entre Perú con Brasil y Bolivia
respectivamente (Figura 4).
Perfiles sísmicos perpendiculares a la
fosa peruano-chilena
En la Figura 8, se presenta los
perfiles verticales de sismicidad
perpendiculares a la línea de fosa y tomadas
de Norte a Sur, según la figura 6. En los
perfiles 1 y 2, la sismicidad muestra una
distribución relativamente homogénea
sobre una línea de pendiente próximo a 30°
hasta 250-300 km de profundidad. Sin
embargo, en estos perfiles se observa la
ausencia de sismos a profundidades
menores a  50 km. La tendencia de los
sismos muestra cierta dispersión en los
perfiles 3 y 4, aunque su alineación sigue
una pendiente de 30° hasta una profundidad
de 250 km. Asimismo, en el perfil 5 la
sismicidad sigue el patrón anterior pero con
un cambio en la tendencia de los sismos a la
profundidad de 200 km, a partir de la cual
estos tienden a distribuirse de manera casi
horizontal. A una distancia de 380 km con
respecto a LR2 (línea de referencia), se
observa la presencia de sismos con foco
superficial asociados probablemente al
sistema de fallas de Huambo y
Cabanaconde.
Características de la sismicidad, región sur de Perú.
75
I. Bernal
76
Características de la sismicidad, región sur de Perú.
77
INTERPRETACION
El proceso de subducción en Perú,
genera la ocurrencia de terremotos de
magnitud diversa a diferentes niveles de
profundidad, tanto en el contacto de placas
como en el interior del continente. En la
región Sur de Perú, la actividad sísmica con
foco superficial se distribuye de Norte a Sur
entre la fosa y la línea de costa y de manera
dispersa en el interior del Continente, la
primera asociada a la subducción de la
placa oceánica bajo la continental y la
segunda como resultado de la deformación
superficial generada por el proceso de
compresión de las placas. Esta sismicidad
se distribuye paralela a los principales
sistemas de fallas presentes en la zona
andina y subandina. La actividad sísmica
con foco intermedio se distribuye en mayor
número en el interior del continente hasta
distancias de 400 km desde la fosa, la
misma que esta asociada a la deformación
de la placa oceánica a mayores niveles de
profundidad permitiendo configurar la
geometría de la misma. En el extremo NW
del área de estudio, la actividad sísmica
disminuye considerablemente y sugiere que
la placa oceánica no alcanza mayores
distancias desde la fosa.
La distribución en profundidad de
los sismos, permite identificar en el
extremo NW del área de estudio, una zona
de subducción que se inicia con un ángulo
de inclinación del orden de 15°-20° hasta
profundidades de 100-120 km, a partir de la
cual, se hace horizontal hasta distancias de
400 km, desde la fosa. Al SE del área de
estudio, la subducción es del tipo normal;
es decir, una presenta un ángulo de 30° de
inclinación y se mantiene constante hasta
una profundidad del orden de 300 km. Estas
características para la geometría de la
subducción fueron descritas por otros
autores utilizando datos regionales y
telesísmicos (Barazangi y Isacks 1976;
Stauder 1975; Grange et al. 1984;
Rodriguez y Tavera 1991; Tavera y Buforn
1998).
El cambio en la distribución de la
sismicidad y por ende de la geometría de la
placa, se localiza en la zona denominada
“Zona de Transición” (Deza, 1969), en
donde la variación en el ángulo de la
subducción coincide con el cambio en la
topografía de la Cordillera Andina. Un
elemento estructural muy importante que
puede ser el causante de todos estos
mbios, lo constituye la Dorsal de Nazca.
A partir de las tendencias medias de
la sismicidad observada en los perfiles
paralelos y perpendiculares a la Fosa se ha
elaborado el esquema de la Figura 9, el
mismo que muestra la forma de la
geometría de la placa oceánica en la zona
de estudio. En esta figura se observa como
la forma del contacto de placas o geometría
cambia de manera clara de Norte a Sur.
Aquí, la Zona de Transición se localiza
entre los perfiles 5 y 8 mostrando como la
placa oceánica se contorsiona sobre un área
de 200 km de ancho aproximadamente, tal
como lo señala Cahill y Isacks (1992);
Tavera y Buforn (1998); Tavera (1998) y
no a una ruptura de la placa como sugirió
Barazangi y Isacks. (1976).
Figura 9. Esquema que muestra las formas
de subducción en la región Sur de Perú,
construida en función de la distribución de
la sismicidad en profundidad, según la
Figura 8.
CONCLUSIONES
A partir del análisis de la
distribución espacial y en profundidad, de
la actividad sísmica de la región Sur, se ha
llegado a las siguientes conclusiones:
I. Bernal
78
La actividad sísmica superficial
(h£60 km.) se distribuye entre la fosa y la
línea de costa, asociada al proceso de
subducción a niveles superficiales. Así
mismo, un grupo importante de sismos se
localizan en el interior del continente, los
mismos que probablemente estarían
asociados los sistemas de fallas del
Cuaternario distribuidas en la zona
Subandina y en los altos de la Cordillera
Andina. La actividad sísmica intermedia
(60< h£300 km.), estaría asociada al
contacto de las placas oceánica y
continental, permitiendo configurar la
geometría del proceso de subducción hasta
una profundidad de 300 km. La actividad
sísmica profunda (h>300km) se distribuye
principalmente en la parte Oriental de Perú,
lo cual probablemente indique la
continuidad de la placa oceánica a niveles
más profundos.
La distribución de los focos
sísmicos en los perfiles paralelos a la línea
de fosa, muestran que la sismicidad
aumenta su profundidad hacia el interior del
continente. En el extremo NW del área de
estudio, esta profundidad no es mayor a 150
km; mientras que, en el extremo SE llega a
profundidades de 300 km. Así mismo, a una
distancia de 480 km. desde el nivel de
referencia (LR1), se observa que la
sismicidad se distribuye en profundidad
siguiendo un alineamiento con 30° de
inclinación, la misma está asociada a la
contorsión de la placa oceánica.
En los perfiles de las secciones
perpendiculares a la línea de fosa, los focos
de los sismos muestran que el proceso de
subducción puede ser dividido en dos
zonas: la primera localizada en el extremo
NW y cuyos sismos se distribuyen en
profundidad hasta 100-150 km con un
ángulo de 20°-25°, para luego hacerse
horizontal hasta una distancia de 600 km.
desde LR2. En el extremo SE, los sismos
siguen una pendiente de 30° hasta
profundidades de 300 km
aproximadamente. Esta si micidad alcanza
una distancia de 450 km desde la línea de
referencia (LR2).
El cambio en la forma de la
geometría de la subducción se localiza entre
las latitudes 14°-16°S (perfiles 5-8) y la
contorción de la placa se realiza sobre un
área 200 km de ancho aproximadamente.
Esta zona denominada “Zona de
Transición”, se sitúa en superficie entre las
ciudades de Cuzco al Este y Andahuaylas.
La contorsión de la placa podría ser debido
a la llegada de la Dorsal de Nazca a la zona
de subducción, cuya colisión con la placa
Sudamericana habría producido un proceso
orogénico muy complejo que dio origen a
Cordillera Andina, acompañada de
importante actividad sísmica y volcánica en
la región Sur de Perú.
AGRADECIMIENTOS
El autor agradece al Director del
Centro Nacional de Datos Geofísicos -
Sismología del Instituto Geofísico del Perú,
Dr. Hernando Tavera por su apoyo y
enseñanzas impartidas. Al Sr. S. Rodriguez,
por su asesoramiento en el manejo del
algoritmo PS. A la Sra. Y. Pérez Pacheco
por su ayuda en la elaboración de las
figuras. Asimismo, a la Sra. C. Agüero y a
los Srs. H. Salas, P. Huaco y L. Vilcapoma,
quienes amablemente me proporcionaron
información complementaria. Finalmente,
el agradecimiento al Instituto Geofísico del
Perú por proporcionar al autor, una Beca de
formación Pre-Profesional en el área de
sismología y por ende realizar el presente
estudio.
BIBLIOGRAFIA
Barazangi, M. y Isacks, B. (1976). Spatial
distribution of earthquakes and ubduction
of the Nazca plate beneath América:
Geology, 4, 686-692.
Barazangi, M. y Isacks, B. (1979).
Subduction of the Nazca plate
beneath Perú: evidence from the
spatial distribution of earthquakes: Geoph.
Jour. Roy. Astr. Soc., v. 57, 537-555.
Deza, E. (1969). Estudio preliminar
sobre las zonas de transición que separan
posibles regiones sismotectonicas del
margen occidental de Sudamérica: Zona de
transición en el Perú: Com I Cong. Nac.
Sism. Ing. Antisismica, Lima.
Características de la sismicidad, región sur de Perú.
79
Dalmayrac, B. (1974). Un exemple
de tectonique vivante: les failles sub-
ctuelles du pied de la Cordillére Blanche
(Pérou): Cah. ORSTOM, Sér. Géol.
VI/1,19-27.
Dalmayrac, B. y Molnar, P. (1981). Parallet
thrust and normal faulting in Perú and
constraints on the state on stress: Earth and
plan. Sc. Let., 55, 473-481.
Grange, F. (1984). Etude sismotectonique
détaillée de la subdution lithosphérique au
Sud Pérou. These Docteor 3er cycle,
univ.Scientifique et médicale de Grenoble.
Hasegawa, A. y Isacks (1981). Subduction
of Nazca plate beneath Perúas determined
by seismic observations, J. Geophys. Res.
86, 4971-4980 James, D. (1978).
Subduction of the Nazca plate beneath
central Perú:Geology 6, 174-178.
Megard, F., et Philip, H. (1976). Plio-
quaternary tectono-magmatic zonation and
plate tectonics in the Central Andes: Earth
plan. Sci. Let. 33,231-238.
Marocco, R. (1980). Géologie des
Andes peéruviennes: Un segment E-W de
la chaíne des Andes péruviennes:
la déflexion d´Abancay. Etude
géologique de la Cordillére Orientale t des
Hauts Plateaux entre Cuzco et San Miguel.
Sud du Pérou:Doc. ORSTOM 94.
Mattauer, M. (1989). Monts et Merveilles,
Beautés et richesser de la Géologie.
Hermann Editores de Ciencias y Arte.
Paris. Francia.
Rodriguez, L. y Tavera, H.
(1991). Determinación con alta resolución
de la geometría de la zona de Wadati-
Benioff en el Perú Central. Revista
Brasilera de Geofísica. Vol.9(2),141-159.
Sebrier, M., Huaman, D., Blanc, J.,
Machare, J., Bonnot, D. Y Cabrera, J.
(1982). Observaciones acerca de
la Neotectónica del Perú IGP-LGDI
proy. Sisra, Grup. Peruano de Neotectónica,
96pp.
Stauder, W. (1975) Subduction of
the Nazca plate under P ú as evidenced by
focal mechanism and by seismicity, J.
Geophys. Res. 80, 1053-1064.
Suarez, G.,  Molnar, P. y Burchfield, B.
(1982). Seismicity, fault plane solutions,
depth of faulting and active tectonics of the
central Andes: submitted to jour. Geoph.
Res.
Tavera, H. (1993). La Tierra, Tectónica y
sismicidad. Monografía-DST, IGP. 30 PP.
Tavera, H. y Buforn, E. (1998). En:
A. Udias y E. Buforn (ed.). Sismicidad y
Tectónica de Centro y Sudamérica. Física
de la Tierra, UCM., N°10, 187-219.
Tavera, H. (1998). Mecanismo focal
de terremotos en Perú y sismotectónica.
Tesis Doctoral, UCM. España, 400 pp.
Udias, A. Y Mezcua, J. (1986).
Fundamentos de geofísica. Primera edición,
UCM. Madrid, 419 pp.
Reistas de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 81 – 92.
81
CALCULO DE LOS PARAMETROS HIPOCENTRALES DEL
TERREMOTO DE AREQUIPA DEL 8 DE OCTUBRE DE 1998
YANET ANTAYHUA VERA
Centro Nacional de Datos Geofísicos-Sismología
 yanet@axil.igp.gob.pe
RESUMEN
En el presente estudio se evalúa y analiza los parámetros hipocentrales del terremoto
de Arequipa del 8 de Octubre de 1998(mb=6.0), a partir de la información obtenida de 19
estaciones sísmicas de la Red Sísmica Nacional (RSN) a cargo del Instituto Geofísico del Perú
(IGP). Para tal fin se hace uso de dos algoritmos de cálculo hipocentral, uno numérico
(Fasthypo) y otro gráfico (EPIGRAF). Con cada algoritmo se realiza una serie de cuatro
cálculos utilizando diferentes estaciones agrupadas en función de su distribución azimutal
sobre el hipocentro inicial. De manera complementaria se hace uso de las técnicas de Wad ti y
Riznichenko para estimar la relación de velocidades (Vp/Vs), el tiempo origen (To), y la
profundidad del foco (h). Así mismo, se estima la magnitud, la energía sísmica, el momento
sísmico y la profundidad a partir de la intensidad máxima observada. La mejor resolución
hipocentral fue obtenida utilizando 5 estaciones sísmicas distribuidas coherentemente
alrededor del epicentro a una distancia máxima de 312 km. La magnitud del terremoto ha sido
estimada en 5.9 mb, la energía sísmica en 9.1x1019 ergios y el momento sísmico con 7.1x1017
Nm. Este terremoto de foco intermedio, estaría asociado al proceso de subduccion de la placa
de Nazca bajo la placa Sudamericana.
INTRODUCCION
Para localizar un terremoto se
requiere conocer su tiempo origen y sus
coordenadas hipocentrales. El tiempo
origen (To) viene referido al tiempo
universal (GMT) y la localización a su
posición sobre la superficie en coordenadas
geográficas; mientras que la profundidad
del foco (h) es determinada en el proceso
general de localización del hipocentro. En
la actualidad, la localización hipocentral de
los terremotos se realiza mediante
algoritmos numéricos y gráficos que
utilizan como datos de entrada los tiempos
de llegada de las fases P y S a diferentes
estaciones sísmicas distribuidas alrededor
de un epicentro inicial.
La localización hipocentral del
terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de
1998, se realiza utilizando únicamente la
información de 19 de las 30 estaciones
sísmicas que integran la Red Sísmica
Nacional (RSN), a cargo del Instituto
Geofísico del Perú (IGP). Los algoritmos
que se utilizan para tal fin corresponden a
una versión del Fasthypo (Hermann, 1982)
adaptada para su uso en el IGP por
Rodríguez (1994a) y denominado EPI. Así
mismo, se utiliza el algoritmo gráfico en
modo iterativo EPIGRAF (Rodriguez,
1994b), desarrollado a partir de la
metodología de Eiby y Muir (1990). Así
mismo, se aplica las técnicas desarrolladas
por Wadati (1933) y Riznichenko (1958)
para estimar la relación de velocidades
(Vp/Vs), el tiempo origen (To) y la
profundidad del foco (h). A partir de estos
parámetros, se estima la magnitud, el
momento sísmico la energía sísmica y la
profundidad del foco.
CALCULO DE LOS PARAMETROS
HIPOCENTRALES
Para calcular los parámetros
hipocentrales del terremoto de Arequipa del
8 de Octubre de 1998, se recolectó los
registros de las 30 estaciones sísmicas que
Y. Antayhua
82
integran la RSN a cargo del IGP (Figura 1).
La lectura de los tiempos de llegada de las
fases P y S han sido leídas correctamente en
19 registros, de las cuales 12 pertenecen a
la Red Sísmica Telemétrica (PCU, PCH,
QUI, SCH, PAR, GUA, ZAM, PMA,
MCH, CAM, CAY y SCA) y 7 a la Red
Sísmica Digital (NNA, CON, TOQ, SGR,
TAM, PUC, HUA). Para estimar la
magnitud del terremoto, se ha leído la
duración del registro en 5 estaciones
telemétricas y el periodo y la amplitud del
grupo de la onda P, en 6 de las estaciones
digitales. Así mismo, se realiza la
interpretación de las intensidades máximas
evaluadas por el personal del Servicio de
Emergencia Sísmica del CNDG-IGP,
inmediatamente después de ocurrido el
terremoto.
Aplicación del algoritmo EPI
Los datos de entrada para este
algoritmo son: lectura de las fases P y S,
duración del registro del terremoto,
amplitud y periodo de la onda P. Para la
aplicación del algoritmo se utiliza el
modelo de velocidad generado por Grange
et al (1984) para la región sur de Perú y una
relación de velocidades de 1.76 obtenido en
este estudio según procedimiento que se
discutirá posteriormente. Una vez aplicado
el algoritmo, se obtiene como resultado el
tiempo origen, latitud, longitud y
profundidad para el terremoto y para cada
estación sísmica utilizada se obtiene el
azimut epicentro-estación, la distancia
epicentral, los tiempos teóricos de las fases
P y S y sus correspondientes residuales. En
este estudio, la calidad de la solución es
evaluada a partir de la distribución
geométrica y cobertura azimutal de las
estaciones sísmicas alrededor del epicentro
inicial.
A fin de evaluar la estimación de
los parámetros hipocentrales del terremoto
de Arequipa, se ha procedido a agrupar las
19 estaciones sísmicas en 4 grupos teniendo
en cuenta su geometría y cobertura azimut l
alrededor del hipocentro inicial.
El grupo 1, considera al total de
e taciones que registraron el terremoto, las
mismas que se distribuyen en todo el
territorio nacional (PCH, PCU, QUI, SCH,
PAR, GUA, ZAM, PMA, MCH, CAM,
CAY, SCA, NNA, CON, TOQ, SGR,
TAM, PUC y HUA). El resultado obtenido
con este grupo indica que el terremoto
ocurrió a la 04h 51min 40.23 seg. con
epicentro en 16.2°S, 71.8°W y profundidad
para el foco de 151 km. La magnitud media
es estimada en 5.9mb. Debido a que el
número mayor de estaciones se localizan en
la región Norte y Centro de Perú; las
re iduales son del orden de 3 y 4 segundos,
tanto para la fase P como para la fase S.
A fin de mejorar esta solución, se
procedió a formar un segundo grupo de
estaciones sin considerar las localizadas en
la región Norte de Perú. Este segundo
grupo esta integrado por las estaciones de
SGR, TOQ, CON, SCH, QUI, PAR, GUA,
ZAM, HUA, TAM, CAM, CAY y SCA
(Figura 1). Los resultados muestran que los
parámetros hipocentrales para el terremoto
son similares a los obtenidos con el grupo
1; sin embargo, la profundidad del foco
disminuye en 5 km aproximadamente. Los
r siduales para las ondas P y S tienen
valores máximos de 1.8 segundos.
Con el objeto de mejorar la
solución anterior, se procede a calcular el
hipocentro del terremoto utilizando
información de 8 estaciones sísmicas, las
mismas que se distribuyen en mayor
número alrededor del epicentro preliminar.
stas estaciones integran el grupo 3 y son
NNA, HUA, SGR, TOQ, CON, CAY, SCA
y TAM. Los resultados obtenidos muestran
que la localización hipocentral es próxima a
las obtenidas con el grupo 1 y 2, siendo la
profundidad la que aumenta en 3 km;
mientras que, los residuales más altos
corresponden a las estaciones de NNA y
HUA, probablemente debido a que se
encuentran mas alejadas del epicentro con
relación a las demás estaciones. Por lo
tanto, se procedió a eliminar dichas
estaciones a fin de realizar un nuevo cálculo
hipocentral.
Parámetros hipocentrales del Terremoto de Arequipa.
83
Figura 1.Distribución de las estaciones sísmicas que integran la
Red Sísmica Nacional (RSN), a cargo del Instituto Geofísico del Perú
(Agüero y Tavera, 2000).
Y. Antayhua
84
El grupo 4, corresponde a la
localización hipocentral del terremoto de
Arequipa con datos de las estaciones de
SGR, SCA, TOQ, CON y TAM, los cuales
se ubican próximas al área epicentral. La
estación de CAY no fue considerada por
tener aproximadamente el mismo azi ut
que SCA. Los resultados muestran que el
tiempo origen y las coordenadas
geográficas no varían con respecto a las
soluciones anteriores, pero la profundidad
disminuye en 30 km aproximadamente.
Asimismo, los residuales son menores a 1.7
segundos, los mismos que pueden ser
asociados a posibles errores en la lectura de
los tiempos de llegada de la fase P en todas
las estaciones, debido a que estas son en su
totalidad ondas emergentes.
De los resultados obtenidos, se
considera como la mejor solución la
correspondiente al cuarto grupo de
estaciones sísmicas debido a que todas
corresponden a registros digitales y
presentan la mejor distribución azimutal o
cobertura alrededor del epicentro inicial. En
la Tabla 1 se presenta los resultados
obtenidos para los parámetros hipocentrales
con cada grupo de estaciones y en la Tabla
2, el resultado numérico utilizando el cuarto
grupo de estaciones.
Aplicación del algoritmo EPIGRAF
El algoritmo EPIGRAF permite
localizar los terremotos en función de la
diferencia de los tiempos de llegada de las
ondas P y S (Ts-Tp) en diferentes
estaciones y a partir de esta diferencia, para
varios  rangos de profundidad, se calcula la
distancia epicentral a cada estación. Estos
radios permiten construir círculos
equidistantes cuya intersección en un punto
indica la localización del epicentro asociado
a una determinada profundidad.
Para la localización epicentral del
terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de
1998, se ha utilizado la información de cada
uno de los grupos de estaciones formados
para la aplicación del algoritmo EPI a fin de
comparar los resultados.
El grupo1, considera las 19
estaciones y cuya intersección de sus
círculos permite localizar el epicentro en las
coordenadas –15.9°S, -71.9°W y una
profundidad para el foco de 96 km. Los
círculos mayores corresponden a las
e taciones del Norte y van disminuyendo a
medida que estas se localizan próximas al
epicentro.
En el grupo2, se considera 14
estaciones sísmicas localizadas en la región
Centro y Sur de Perú. La solución obtenida
para el epicentro, es similar a la anterior;
sin embargo, la intersección de los círculos
considera un área pequeña proporcional al
error de ajuste de la solución. La
profundidad del foco aumenta a 134 km.
El grupo 3 está formado por 8
estaciones, 2 de la región Centro y 6 de la
región Sur. La solución epicentral no varia
de las soluciones precedentes; sin embargo,
la profundidad del foco aumenta a 135 km
y los círculos de las estaciones no se
interceptan en un punto común, lo que
origina incertidumbre a fin de conocer la
localización exacta del hipocentro.
El grupo 4 considera únicamente
las estaciones de SGR, TOQ, CON, SCA y
TAM; las mismas que se ubican próximas
del epicentro preliminar con respecto a los
grupos anteriores. La solución obtenida
muestra que la intersección de los círculos
se realiza en un punto, obteniéndose así un
mayor control de las estaciones alrededor
del epicentro, tal como se observa en la
Figura 2. Este grupo de estaciones permite
obtener la mejor l calización hipocentral
el terremoto de Arequipa utilizando el
algoritmo EPIGRAF. A fin de comparar los
resultados obtenidos con cada grupo de
estaciones, en la Tabla 3 se presenta sus
respectivos valores para la localización
hipocentral utilizando este algortimo.
Parámetros hipocentrales del Terremoto de Arequipa.
85
Tabla 1. Parámetros hipocentrales del terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998
utilizando el algoritmo numérico, EPI. Los resultados  corresponden a los 4 grupos de
estaciones sísmicas.
Grupo Tiempo Origen Latitud Longitud Profundidad Magnitud rmc
(segundos) S( ° ) W( ° ) km  (mb)
1 04h 51m 40.2s 16.20 ± 6.2 71.89 ± 4.8 151 ± 8.5 5.9 0.87
2 04h 51m 41.0s16.28 ± 3.5 71.89 ± 2.5 145 ± 4.6 5.9 0.97
3 04h 51m 40.5s16.30 ± 3.9 71.90 ± 2.8 148 ± 5.3 5.9 0.99
4 04h 51m 41.5s16.28 ± 4.6 71.88 ± 4.2 120 ± 8.4 5.9 1.11
Tabla 2. Parámetros hipocentrales del terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998,
obtenidos utilizando el grupo 4. GMT, Tiempo Universal; Distan, distancia epicentral; Azm,
azimut estación-epicentro; TPCal, tiempo teórico onda P; P-Seg, tiempo observado onda P; W,
peso para la lectura de la ondaP; S-Seg, tiempo observado onda S; S-Res, residual onda S; W,
peso para la lectura de la onda S.
Sismo       1:      Fecha: 08 Oct 1998         Hora Origen (GMT):    4h 51m 41.49s
Latitud:     -16.2873       ±    4.6 km
Longitud:     -71.8819       ±    4.2 km
Profundida:    120.3     ±    8.4 km
Magnitud:     5.9 mb
Intensidad:
Esta Distan Azm Ain TP-Cal P-Seg P-Res W S-Seg S-Res W
SGR 94.2 251 144 23.1 6.2 1.7 0 21 -0.4 0
TOQ 173.8 131 128 30.3 12 0.2 0 33.6 -0.3 0
CON 277.3 71 119 41.7 22.5 -0.7 0 4.8 1 0
TAM 312.2 0 118 45.8 25.8 -1.5 0 61.4 0.6 0
SCA 35.3 113 165 19.8 1.1 -0.2 0 15.4 -0.4 0
rmc=1.11
Tabla 3. Parámetros hipocentrales del terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998
utilizando el algoritmo gráfico, Epigraf. Los resultados corresponden a los 4 grupos de
estaciones sísmicas.
Grupo Tiempo Origen Latitud Longitud Profundidad Magnitud
S( ° ) W( ° ) km  (mb)
1 04h 51m 44.6s 15.85 71.88 96 5.9
2 04h 51m 42.1s 16.17 71.9 134 5.9
3 04h 51m 42.1s 16.11 71.79 135 5.9
4 04h 51m 41.8s 16.17 71.77 138 5.9
Y. Antayhua
86
TECNICAS PARA MEJORAR LA
LOCALIZACION HIPOCENTRAL
Algunos parámetros como el
tiempo origen (To) y la profundidad del
foco (h), frecuentemente son difíciles de
determinar, principalmente cuando no se
dispone de un buen número de estaciones
con una aceptable cobertura azimutal sobre
el epicentro. Algunas técnicas simples y
que utilizan comúnmente los tiempos de
llegada de las fases P y S a las estaciones de
registro, lo constituyen los métodos
desarrollados por Wadati (1933) y
Riznichenko (1958). El método de Wa ati y
Wadati Extendido además de ofrecer una
buena estimación del tiempo origen del
terremoto, nos permite conocer la relación
de velocidades y el método de Riznichenko
la profundidad del foco.
Método de Wadati
La curva de Wadati para el
terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de
1998, se obtiene utilizando 10 lecturas de
los tiempos de llegada de las fases P y S. El
tiempo origen y la relación de velocidades
son calculados a partir de Tp y Ts-Tp.
Conocidos estos valores, se construye la
curva de la Figura 3 y cuya distribución de
tiempos de llegada se ajusta a una recta
definida por la ecuación:
Ts-Tp=Tp-To(Vp/Vs-1)
donde, la pendiente de la recta indica la
relación de velocidades Vp/Vs=1.75 y la
intersección de la recta con la abscisa, el
tiempo To que restado del tiempo de
llegada de la onda P a cada estación,
proporciona el tiempo origen (To). Así,
para el terremoto de Arequipa, se stima
To= 04h 51min 41.7s.
Método de Wadati Extendido
La curva de Wadati Extendido se
obtiene graficando la diferencia de tiempos
de llegada de las fases P, S y el tiempo
Tp’=Tp-To, tal como se muestra en la
Figura 4; siendo To btenido con la curva
de Wadati. La regresión lineal queda
definida por la siguiente relación:
Ts-Tp=Tp’(Vs/Vp-1)
La pendiente de la recta define
también, la relación de velocidades que
para el terremoto de Arequipa es estimada
en Vp/Vs=1.77, coherente con el obtenido
de la curva de Wadati (Figura 3).
Método de Riznichenko
El tiempo origen (To) determinado
con la curva de Wadati y la distancia
epicentral calculada con el algoritmo
numérico para cada una de las estaciones,
p rmite construir el diagrama de
Riznichenko (Figura 5) y estimar la
profundidad del foco a partir de la siguiente
relación:
Vm2.Tp2=D2+h2
donde, Vm es la velocidad media de la onda
P en la corteza y D la distancia epi entral 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 del foco
mediante la ecuación:
Tz=h/V
donde, h es la profundidad del foco y V la
velocidad media de la onda P. La
profundidad del foco del terremoto de
Arequipa es estimada con este
procedimiento en 85 km.
Parámetros hipocentrales del Terremoto de Arequipa.
87
Figura 2. Localización epicentral del Terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998,
utilizando el algoritmo gráfico, Epigraf y las estaciones sísmicas del grupo 4.
Figura 3. Curva de Wadatti para el Terremoto de Arequipa del 08.10.1998.
Y. Antayhua
88
Figura 4. Curva de Wadatti Extendida para el Terremoto de Arequipa del 08.10.1998.
Figura 5. Curva de Riznichenko para el Terremoto de Arequipa del 08.10.1998
Parámetros hipocentrales del Terremoto de Arequipa.
89
OTROS PARAMETROS DEL
TERREMOTO DE AREQUIPA DEL 8
DE OCTUBRE DE 1998
En la Figura 6, se presenta el mapa
de isosistas del terremoto de Arequipa,
construida a partir de la información
obtenida vía comunicación telefónica,
inmediatamente después de ocurrido el
terremoto. La información ha sido
interpretada utilizando la escala de Mercali
Modificada (MM), obteniéndose los
siguientes valores: IV en Arequipa,  III en
Camaná, Aplao y Mollendo y II en Ilo. Las
isosistas de la Figura 6, son presentadas con
líneas discontinuas porque los valores de
intensidad obtenidos, no son suficientes
para delinear correctamente la distribución
de los valores de intensidad. Sin embargo,
esta información es utilizada para estimar la
profundidad del foco a partir del valor de  la
intensidad máxima (Io) y el radio de
perceptibilidad (R ), según la siguiente
relación:
(R/h)2=10 (Io/3-1/2) –1
Para el terremoto de Arequipa se
considera Io=III y R=140 km. Así, la
profundidad del foco es estimada en 95 km.
Conocida la magnitud media del
terremoto de Arequipa (5.9 mb), la energía
sísmica puede ser determinada a partir de la
relación de Gutemberg y Richter (1956)
Log Es=5.8+2.4mb
donde, Es es la energía sísmica en ergios y
mb la magnitud de ondas de volumen. Así,
la energía sísmica del terremoto de
Arequipa es de 9.1x1019 ergios, equivalente
a la liberada por un millón de toneladas de
TNT aproximadamente.
Por otro lado, el momento sísmico
puede ser estimado a partir de la relación
empírica definida por Deschamps et al.
(1991),
Log Mo=9+1.5 mb
donde, Mo es el momento sísmico y mb la
magnitud de las ondas de volumen. El
momento sísmico del terremoto de
Arequipa es estimado en 7.1x1017 Nm. Este
valor es coherente con los obtenidos por
otros autores para terremotos de similar
magnitud.
DISCUSION Y CONCLUSIONES
En este estudio se ha evaluado y
analizado la localización epicentral e
hipocentral del terremoto que afectó al
partamento de Arequipa el 8 de Octubre
de 1998. Para tal fin, se ha utilizado la
información de 19 estaciones sísmicas de
las 30 que integran la Red Sísmica Nacional
a cargo del Instituto Geofísico del Perú. Los
algoritmos utilizados,  numérico y gráfico
han permitido obtener diferentes resultados
para cada uno de los grupos de estaciones
sísmicas formadas en función de su
distancia epicentral y distribución
geométrica, con relación al epicentro
preliminar.
Con el algoritmo numérico EPI, se ha
obtenido 4 soluciones correspondientes a 4
grupos de estaciones sísmicas. Se ha
observado que la localización del epicentro
y profundidad del foco del terremoto de
Arequipa, varían de acuerdo al número de
estaciones sísmicas utilizadas en el cálculo
de sus parámetros, así como de su
distribución geométrica y cobertura
azimutal. En la Tabla 1, se observa que los
parámetros hipocentrales varían a razón de
décimas de grado con errores coherentes
ntre las soluciones; sin embargo, la
profundidad del foco varía  en n rango de
10-12 km, disminuyendo paulatinamente a
medida que se logra una mejor cobertura
azimutal de las estaciones alrededor del
epicentro. La solución obtenida con el
grupo 4 de estaciones sísmicas, es
considerada como la mejor solución de
acuerdo con lo descrito anteriormente.
Y. Antayhua
90
Figura 6. Distribución de las intensidades sísmicas regionales del Terremoto de Arequipa del  8
de Octubre de 1998 (escala de M rcalli Modificada). La estrella indica la localización del
epicentro del terremoto.
Utilizando el algoritmo gráfico
EPIGRAF, se ha obtenido también 4
soluciones considerando los mismos grupos
de estaciones sísmicas que los utilizados
con el algoritmo EPI. En la Tabla 3 se
resume los resultados obtenidos  con este
método y se observa que el To y las
coordenadas epicentrales son similares
entre ellas y solo con el grupo 4 los círculos
se interceptan en un punto. Tal como se
observa en la Figura 2. La mejor cobertura
azimutal y distribución geométrica
corresponde al grupo 4; por lo tanto, se
considera a esta solución como la mas
adecuada utilizando este algoritmo.
Así mismo, el uso de las técnicas de
Wadati (1933) y Riznichenko (1958), han
permitido estimar la relación de
velocidades, el tiempo de origen y la
profundidad del foco. El To calculado con
los algoritmos numérico y gráfico es similar
al obtenido con el método de Wa ati (04h
51m 41.7s) y la Vp/Vs obtenida con los
métodos de Wadati son en promedio de
1.76, que corresponde a una relación de
Poisson s=0.33. La profundidad estimada a
partir de los algoritmos numéricos (120
km), gráfico (138 km), método de
Riznichenko (85 km) y la estimada a partir
de la intensidad máxima (95 km), difieren
en 50 km aproximadamente.
Conocida la magnitud del
t rremoto, se ha estimado la energía
sísmica liberada en 9.1x1019 ergios y el
momento sísmico en 7.1x1017 Nm. Estos
parámetros son coherentes con los
obtenidos por otros autores para terremotos
de magnitud similar localizados a
profundidades intermedias en la región Sur
de Perú.
Parámetros hipocentrales del Terremoto de Arequipa.
91
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 el terremoto de
Arequipa se considera conveniente realizar
un promedio entre las profundidades
obtenidas a partir de los de diferentes
métodos utilizados. Así, la profundidad
focal estimada es de 110 Km. En la Figura
7, se presenta una sección vertical de
sismicidad para la región Sur de Perú,
según Tavera y Buforn (1998) y en la cual
se ha localizado el hipocentro del
terremoto de Arequipa  del 8 de Octubre de
1998. En esta sección se observa que dicho
terremoto corresponde a un típico terremoto
de foco intermedio asociado al proceso de
subducción de la placa de Nazca bajo la
placa Sudamericana, presente en la región
Sur de Perú.
AGRADECIMIENTOS
El autor agradece al Director del
Centro Nacional de Datos Geofísicos-
Sismología (CNDG-Sismología), Dr. H.
Tavera por las enseñanzas impartidas
durante el desarrollo del presente estudio. A
la Sra. I. Perez-Pacheco por su ayuda en la
elaboración de las figuras y al Sr. S.
Rodríguez por su asesoramiento en el
manejo de los algoritmos de localización de
terremotos. Este estudio se ha  realizado
gracias a una beca proporcionada por el
Instituto Geofísico del Perú para realizar
prácticas pre-profesionales en el área de
sismología.
Figura 7. Perfil símico vertical de la actividad sísmica localizada en la región Sur de Perú, según
Tavera y Buforn (1998). La distribución de la sismicidad indica la geometria del proceso de
subducción en esta región. La estrella corresponde a la localización del Terremoto de Arequipa.
(F=Fosa Perú-Chile)
BIBLIOGRAFIA
AGÜERO, C. y H. TAVERA (2000).
Sismos sensibles ocurridos en el Perú
durante el año 1999. CNDG –
Sismología, IGP, 40 p.
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. Observ. New Zeland.
GEIGER, L. (1910). Probability method for
the determination of earthquake
epicenters fron the arrival time only.
Bull. St. Louis Univ.8, 60-71
F
Y. Antayhua
92
GUTENBERG, B. y C. RICHTER. (1956).
Magnitude and energy of
earthquakes. Ann. Geofis. Roma, 9,
1-15
JEFFREYS, W. y E. BULLEN (1980).
Seismological tables. Investigations
Committee. British Association.
HERRMANN, R. (1979). Fasthypo - A
hypocenter location program.
Earthquake Notes, 50(2), 25-37
RICHTER, F. (1935). An instrumental
earthquake magnitude scale.Bull. Sis.
Soc. Am., 25, 1-35
RODRIGUEZ, S. (1994 a). EPI., programa
para el cálculo de hipocentros
CNDG-Sismología, Instituto
Geofísico del Perú. Informe Interno.
RODRIGUEZ, S. (1994 b). EPIGRAF,
Programa gráfico para el cálculo de
epicentros de sismos regionales
CNDG-Sismología, Instituto
Geofísico del Perú. Informe Interno.
RIZNICHENKO, V. (1958).
Standardisation of magnitude Scales.
Akad. Naux SSSR Izv. Ser. Geofís.
No, 2, p 153, 1958 (in Rus).
TAVERA, H. y E. BUFORN (1998).
Sismicidad y Sismotectónica de Perú.
En: Udias, A. Y Buforn E. (ed):
Sismicidad y Sismotectónica de
América del Centro y Sur. Física de
la Tierra, UMC, Num. 10, 187-219.
WADATI, H. (1933). En: Bath, M. (1973),
Introduction ofSeismology. Birkhauser Verlag
Vasel, 395 p.
Revista de Trabajos de Investigación. CNDG – Biblioteca
Instituto Geofísico del Perú (2000), Lima, p. 93 - 104.
93
CARACTERISTICAS GENERALES DE LA TECTONICA Y
SISMICIDAD DE PERU
OSCAR POMACHAGUA PEREZ
Centro Nacional de Datos Geofísicos – Sismología
orpp@axil.igp.gob.pe
RESUMEN
En este estudio se presenta las característica generales de la tectónica y sismicidad de
Perú. La tectónica general es analizada desde dos puntos de vista, una morfológica y otra
tectónica. Asimismo, se analiza los principales tipos y sistemas de fallas presentes en el Perú.
Para evaluar y analizar las características de la sismicidad, se ha contado con una base datos
sísmicos del NEIC (mb³4.5) para el periodo 1962-1995, complementado con datos del catálogo
sísmico del Instituto Geofísico del Perú. La clasificación de los sismos en función de la
profundidad de sus focos, ha permitido realizar un análisis detallado de las características de la
sismicidad y de identificar las áreas de mayor potencial sísmico en todo el territorio peruano.
INTRODUCCION
El Perú, es uno de los países de
mayor actividad sísmica en el mundo, siendo
esta principalmente relacionada con el
proceso de subducción de la placa oceánica
(Nazca) bajo la placa continental
(Sudamericana). Este proceso genera una
constante acumulación de energía que se
libera en forma de terremotos, en tanto esto
ha motivado a muchos investigadores a
realizar estudios a fin de conocer la
geometría de la subducción así como
zonificar las zonas de mayor deformación
superficial en el interior del continente.
El cálculo de los parámetros
hipocentrales de terremotos ocurridos en
Perú, han mostrado que estos ocurren a
diferentes profundidades, teniendo como
máximo la profundidad de 700 Km. Esta
característica ha permitido clasificar a los
sismos de acuerdo a la profundidad de sus
focos en sismos con foco superficial (h£60
km), foco intermedio (60 <h£ 350 km) y
foco profundo (h³350 km).
En el presente estudio, se realiza una
descripción de los principales elementos
tectónicos (Zona Costera, la Cordillera
Occidental, el Altiplano, La Cordillera
Oriental y la Zona Subandina) , principales
sistemas de fallas, tipos de falla y sus
relaciones con la actividad sísmica que
ocurre frecuentemente en Perú. Así
mismo, se realiza la descripción y análisis
de las principales características de la
sismicidad en función de su distribución
espacial y de la profundidad de sus focos.
PRINCIPALES ELEMENTOS
TECTONICOS DE PERU
Las características tectónicas de
Perú, pueden ser descritas o evaluadas en
función de su Zonificación Morfológica y
Tectónica.
Zonificación morfológica
Este tipo de zonificación permite
distinguir para el Perú, cinco zonas
morfológicas referidas a la estructura y
características del relieve terrestre (Figura
1). A continuación se realiza una
descripción general de cada una de estas
zonas según Tavera y Buforn(1998):
La Zona Costera (Z.C). Esta zona esta
formada por una estrecha banda de terreno,
la cual esta limitada por el Oeste con el
Océano Pacífico y por el Este con una
estructura maciza de roca ígnea, llamada
Batolíto costero. Esta zona tiene en
Características Generales de la tectónica y sismicidad de Perú.
94
promedio un ancho de 150 km en la región
Norte y de 40 km en la Sur. La zona costera
se extiende hasta una cota de 300 metros
sobre el nivel del mar y de 100 metros bajo
el nivel del mar.
Figura 1. Principales elementos tectónicos en Perú (Tavera y Buforn. 1998)
Z.C.= Zona Costera, C. Oc.= Cordillera Occidental, Altiplano, C.Or.=Cordillera
 Oriental. La zona sombreada corresponde a la Cordillera Andina. Los triangulos
Indican la localización de la cadena volcánica. La flecha indica la dirección de
Movimiento relativo de las placas, según Minster y Jordán (1978).
O. Pomachagua
.
95
La Cordillera Occidental (C.OC). Esta
zona se constituye como la de mayor
volumen y esta formada mayormente por
un Batolíto granítico cuyas crestas tienen
una altitud de 5000 m en la región Norte y
Centro de Perú. En la región Sur esta altitud
disminuye. Esta zona considera el Batolíto
costero, parte de la zona del altiplano y su
ancho aumenta conforme se extiende hacia
el sur. En la Cordillera Occidental, el
volcanismo se presenta a partir de 13°S
hacia el Sur por decenas de kilómetros.
El Altiplano. El Altiplano se encuentra
localizada entre la Cordillera Occidental y
la Cordillera Oriental nítidamente
diferenciada en las regiones Centro y Sur de
Perú. Esta unidad se localiza en las altas
mesetas del altiplano a unos 3,000 m. El
Altiplano prácticamente desaparece hacia el
norte por encima de 9°S. En la parte Central
del Perú, esta unidad tiene un ancho de 10 a
50 km y en la Sur de 120 km al nivel del
Lago Titicaca.
La Cordillera Oriental (C.OR). Esta unidad
morfológica se encuentra bien definida de
Norte a Sur. La Cordillera Oriental en
promedio alcanza una altura de 3700-4000
m. La unidad se localiza entre el Altiplano
y la Zona Subandina y esta compuesta por
una zona extensa de plegamientos en la cual
las estructuras buzan en sentido contrario
de la dirección de formación de los
plegamientos. En la región Sur a la altura
de 12°S, la Cordillera Oriental toma una
dirección E-W para luego continuar
paralela a las unidades mencionadas
anteriormente.
La Zona Subandina. Corresponde a las
faldas o laderas de los Andes limitados por
el Oeste por la Cordillera Oriental y por el
Este con el escudo brasileño. Esta zona es
de anchura variable y es aquí en donde se
amortiguan las estructuras andinas
formando plegamientos de grandes
longitudes de onda. En esta zona se
localizan los principales sistemas de fallas
inversas orientadas en la dirección NW-SE.
Zonificación tectónica
Este tipo de zonificación permite
identificar los diferentes relieves formados
en Perú por efectos de la tectónica de
placas; es decir, por la colisión de la placa
oceánica de Nazca y la placa continental o
S damericana. Este contacto de placas,
conocido como subducción, es causante de
todos los procesos rogénicos que se
desarrollan en el continente (Figura 1).
Entre los principales elementos tectónicos
se puede mencionar los siguientes:
La Fosa Marina. La fosa marina, indica de
Norte a Sur y paralelo al litoral costero, el
límite de contacto entre la placa oceánica y
la placa continental. Este límite tiene la
forma de una fosa de gran extensión, la
misma que alcanza profundidades de hasta
8000 m. Esta fosa esta formada por
sedimentos que han sido depositados sobre
rocas pre-existentes.
La Cordillera Andina. La Cordillera
Andina se ha formado como producto del
proceso de compresión entre la placa
oceánica y la placa continental en diferentes
procesos orogénicos. Esta cordillera esta
conformada en general por rocas ígneas
plutónicas que afloraron a la superficie
terrestre por procesos tectónicos. La
C rdillera Andina se distribuye en el Perú
de Norte a Sur, alcanzando un ancho de 50
km aproximadamente en las regiones Norte
y Centro hasta 300 km en la región Sur. Así
mismo, la Cordillera Andina se orienta en
promedio en dirección NW-SE, aunque a la
altura de la latitud de 13°S, esta se orienta
en dirección E-W a lo largo de la flexión
de Abancay. Estudios de sismicidad,
muestran que la Cordillera Andina tiene
spesores del orden de 51 km en la región
Central (Tavera, 1993); mientras que en la
región Sur su espesor sería de 75 km
aproximadamente (James, 1978).
Los Sistemas de Fallas. Los diferentes
sistemas de fallas que se distribuyen en el
continente, se han formado como un efecto
secundario de la colisión de placa oceánica
y la placa continental. Este proceso generó
la presencia de plegamientos y fracturas en
la corteza terrestre. Estos sistemas de fallas
Características Generales de la tectónica y sismicidad de Perú.
96
se localizan en el altiplano y en la región
Subandina de Norte a Sur. Asimismo, estos
sistemas se localizan en a los pies de las
Cordilleras o nevados (Cordillera de
Huaytapallana, Cordillera Blanca,
Cordillera de Vilcabamba) (James, 1978) y
entre los limites de la Cordillera Occidental
y la zona costera (Falla de Marcona,
Huaypira, etc.).
La Cadena Volcánica. L  formación de la
cadena volcánica según algunos autores
(Udias y Mezcua,1997), se debe a la
colisión entre los márgenes de las placas
Sudamericana y de Nazca; siendo el
primero un margen continental y el segundo
oceánico. En el Perú, la cadena volcánica se
localizada al Sur de la Cordillera
Occidentalcon conos volcánicos activos
como los de Ampato, Coropuna, Paucarani,
Misti, Ubinas, Sarasara, etc. Según Udias y
Mezcua (1997), los volcanes de la región
Sur de Perú deben su origen al tipo de
subducción característico de esta región; es
decir, una subducción de tipo normal de
mayor pendiente mediante el cual el
material del manto participa en los
diferentes procesos que producen el ascenso
del magma. En la región Norte y Centro de
Perú hay un ausentismo de volcanes debido
a el proceso de subducción en estas
regiones tiende a ser casi horizontal.
Dorsal de Nazca. Esta cadena montañosa o
cordillera se localiza en el océano Pacifico
entre 15°S y 19°S. La dorsal esta formada
por rocas volcánicas con capas de minerales
en los cuales predomina el hierro,
magnesio, potasio y sodios cálcicos
(Marocco,1980); siendo, estos minerales
más comunes en la corteza terrestre. La
estructura de la Dorsal de Nazca es
producto de un proceso de distensión de la
corteza oceánica y se estima que su
formación tiene una edad de 5 a10 millones
de años (Marocco, 1980). Estudios
recientes sobre anomalías magnéticas,
permite considerar la hipótesis de que la
dorsal debe su origen a una antigua zona de
creación de corteza.
PRINCIPALES SISTEMAS DE
FALLAS EN PERU
Una falla es definida como el
desplazamiento de un bloque rocoso con
respecto a otro colindante a este bloque, a
través de un plano de denominado “plano
de falla”. Las fallas son producto de los
esfuerzos tectónicos. Al considerar el
desplazamiento de una falla en una
determinada dirección, los parámetros que
definen su orientación son:
L :Longitud de la falla
D :Anchura de la falla
f :acimut de la traza
d :buzamiento del plano
l :ángulo de desplazamiento
Du dislocación
En el esquema de la figura 2, se
muestra una representación geométrica de
los principales parámetros de la falla. En
esta figura, se observa que la línea AA’,
intersección del plano de falla (AA’BB’)
con el plano horizontal, es la traza de la
falla; el ángulo f (0°£f£360°) que forma la
traza con el Norte geográfico, es el acimut
de la falla y el ángulo que forma el plano de
falla con el plano de horizontal, el
buzamiento d (0°£d£90°). Las dimensiones
del plano de falla son definidas por su
longitud L y anchura D. El desplazamiento
del bloque (1) con respecto al bloque (2) es
Du, y se llama deslizamiento o dislocación.
La dirección del deslizamiento viene dado
por el ángulo  (-180°£l£180°) entre la
dirección de Du y la horizontal medido
sobre el plano de falla.
Figura 2. Parámetros que definen el
movimiento de una falla (Udias y Mezcua,
1997)
NORTE
EE
L
 D
d
B B’
A A’f
l Du
¬
­
O. Pomachagua
.
97
Existen tres tipos de falla: falla
inversa, normal y transcurrente. Según los
valores que se considera para los ángulos de
d y l se tiene diferentes tipos de falla, por
ejemplo:
d=90° , l=90° falla transcurrente
d=45° , l=-90° falla normal
d=45° , l=90° falla inversa
Teniendo presente que los
elementos generales de una falla pueden ser
definidos como bloque superior o techo,
bloque inferior o piso y plano de falla, se
puede describir estos tres tipos de fallas
(Figura 3).
Falla Inversa. Es cuando el bloque A’ baja
con respecto al bloque A o cuando ambos
bloques se desplazan en sentido indicado en
la gráfica de la figura 3. Las fallas inversas
son producto de los esfuerzos de
compresión (P).
Falla Normal. Es cuando el bloque A baja
con respecto al bloque A’ o ambos se
desplazan en el sentido indicado en la
gráfica de la figura 3. Las fallas normales es
producto de los esfuerzos de tensión (T).
Falla Transcurrente. Es cuando el
desplazamiento del bloque A respecto al
bloque A’ se produce a través de un plano
horizontal o vertical, debido a esfuerzos de
compresión (P) y de tensión (T) (Figura 3).
SISTEMAS DE FALLAS EN PERU
La sismicidad con foco superficial
que ocurre en el interior del territorio
peruano, esta relacionada con el
movimiento o ruptura inesperada de la
corteza terrestre debido al desplazamiento
de bloques sobre una línea de contacto
denominada, plano de falla. Todos los
sistemas de fallas deben su origen a una
distribución heterogénea de esfuerzos
tensionales y compresionales en el interior
del continente. En el Perú, los siguientes
sistemas de fallas han sido reconocidas por
su expresión en la superficie o por la
distribución de sismos sobre su plano de
falla (Figura 4).
Falla de Huaypira (F1): Esta falla se
encuentra localizada al norte de la ciudad
de Sullana (Piura) y se orienta en dirección
E–W con un buzamiento hacia el sur. Esta
falla de tipo normal tiene una longitud de
aproximadamente 70 km.
Figura 3. Principales tipos de falla y su
relación con la distribución de los ejes
principales de esfuerzo. Las flechas indican
la dirección del movimiento de la falla y de
los esfuerzos de presión (P) y tensión (T).
Falla de Motejato (F2): Esta falla se
localiza al SE de San Vicente de Cañ te
(Ica) y se orienta en dirección de N110°E y
125°E con ángulo de buzamiento entre 65°
y 85° en dirección Norte. Esta falla es de
tipo normal y alcanza un salto vertical de
siete metros.
Falla de Marcona (F3): La falla de
Marcona se localiza al Noreste de San Juan
de Marcona (Ica) con orientación N120°E y
buzamiento de 70° en dirección Norte. Esta
falla es de tipo normal y presenta un salto
vertical de 20 cm.
Falla de Chulibaya (F4): La falla de
Chulibaya se ubica entre Locumba y
Ilabaya al sur del cerro Altos de Chulibaya
(Tacna). Su orientación es N100°E con un
ángulo de buzamiento de 70° en dirección
Sur. Esta falla es de tipo normal con una
longitud de 5 km de largo y salto vertical de
2 m.
Características Generales de la tectónica y sismicidad de Perú.
98
Falla de la Cordillera Blanca (F5): Estos
sistemas de fallas se encuentran localizado
en el departamento de Ancash y se orienta
en dirección N100°E y N150°E. Los
ángulos de buzamiento están comprendidos
entre 55° y 75°. Estos sistemas de fallas
normales alcanzan una longitud de 190 km.
y sus saltos verticales varían de 1 a 50 m.
Falla de Quiches (F6): Esta falla se localiza
en el departamento de Ancash y tienen una
orientación en dirección de NW–SE. Esta
falla alcanza salto vertical de 3 m
proximadamente y tiene una longitud de 5
km.
Figura 4. Principales sistemas de falla en Perú. Los diferentes subindices de F correspondena
los sistemas de fallas descritas en el texto.
Falla de Huaytapallana (F7): Esta falla se
localiza en la Cordillera del mismo nombre
al Noreste de la ciudad de Huancayo y tiene
una orientación NW – SE y con un ángulo
de buzamiento de 50° en dirección NE Esta
falla es de tipo inverso y esta compuesta por
dos tramos de 4.5 y 9.5 km de largo visibles
en superficie con un salto vertical de 1.7 a 2
m.
Falla de Cayesh (F8): Esta falla se ubica al
Noreste de ciudad de Tarma cerca de la
localidad de Cayesh, y se orienta en
dirección N160°E. La falla de Cayesh es
aparentemente de tipo normal con 10 km de
largo aproximadamente.
Fallas de Razuwilcas (F9): Este sistema es
un conjunto de fallas que se encuentran
localizadas entre Huanta y Pampa de la
Quinua en el departamento de Ayacucho.
El buzamiento de esta falla es en dirección
NE y alcanza una longitud de 100 km de
largo aproximadamente.
Falla de la Laguna de Pacucha (F10):
Esta falla se encuentra localizada en la
parte norte de la laguna de P cucha en el
departamento de Apurimac. Esta falla
tiene una longitud de 100 km de largo en
dirección E-W.
Falla de Zurite (F11): La falla de Zurite
está ubicada en el departamento del Cusco
al norte de la Pampa de Anta y limitado
O. Pomachagua
.
99
por la parte sur con la Cordillera de
Vilcabamba. Esta falla de tipo normal, se
orienta en dirección de E-W con un ángulo
de buzamiento de 60° a 70° en dirección
Sur.
Figura 5.  Mapa de sismos superficiales ( h £
60 km ), ocurridos en Perú entre 1962 –
1995 con magnitudes mayor o igual a
4.5mb.
Figura 6. Mapa de sismos con foco
intermedio ( 60 £ h £ 350 km ) y profundo (h
£ 350 ), distribuidos de manera vertical en el
borde de Perú con Brasil y Bolivia.
Falla de Tambomachay (F12): Esta falla se
localiza en la parte Norte del Cuzco y esta
conformada por segmentos de fallas
normales que describen una línea curva de
aproximadamente 20km de largo Esta falla
se orienta en dirección E-W con un ángulo
de buzamiento de 60° en dirección sur y
salto vertical de 2 a 3 metros.
Falla de Urcos (F13): La falla de Urcos se
localiza en el Cusco y tiene una orientación
en dirección NW-SE y buzamiento en
dirección SE. La falla de Urcos tiene una
longitud de 15 km. de largo y esta
considerada como una falla de tipo
Normal.
Falla de Alto Vilcanota (F14): Estas fallas
de tipo Normales se localizan en el
departamento de Cuzco, al norte de las
lagunas de Pomacanchi y Langui-Layo
alcanzando longitudes de 70 Km de largo
en dirección N150°E. El buzamiento de
estas fallas es de 60° en dirección SW.
Falla de Pampacolca (F15): Esta falla se
encuentra ubicada en la Cordilleras
Occidental al sur del volcán Coropuna,
departamento de Arequipa. La falla de
Pampacolca es de tipo normal y se orienta
en dirección N140°E con buzamiento en
dirección SE y alcanza una longitud de 20
km aproximadamente.
Falla de Atuncolla (F16): Esta falla se
encuentra localizada al Norte de la laguna
Umayo (Puno) cerca de la localidad de
Atuncolla. La falla de Atuncolla es del tipo
transcurrente y se orienta en dirección
N160° (buzamiento vertical) sobre una
longitud de 1 km aproximadamente.
Falla de Huambo-Cabanaconde (F17):
Esta falla esta compuesta por  dos fallas, el
Trigal y Solarpampa, ambas están
ubicadas al norte de los volcanes de
Ampato y Sabancaya en el departamento
de Arequipa. Estas fallas de tipo normal,
presentan un buzamiento de 65° en
dirección Sur sobre una longitud de 28 km
de largo.
DISTRIBUCION ESPACIAL DE LOS
SISMOS
A fin de realizar el análisis de la
distribución espacial de los sismos en
Perú, se ha procedido a clasificarlos de
acuerdo a la profundidad de sus focos en
sismos con foco superficial (h£60 km),
intermedia (60<h£ 360 km) y profundo
(h>360 km). Los datos sísmicos utilizados
en el presente estudio corresponden al
catálogo del National Earthquake
Information Center (NEIC) para el periodo
1962–1995 complementado con los datos
del Instituto Geofísico del Perú. Para este
estudio se ha considerando únicamente
Características Generales de la tectónica y sismicidad de Perú.
100
sismos con 5.4³mb , debido a que con esta
magnitud los parámetros del sismo han sido
mejor determinados; por lo tanto, los errores
en su localización serán menores. Así
mismo, se ha eliminado aquellos sismos que
presentan focos a una profundidad de 33 km
que es la que se le asigna al sismo cuando no
se resuelve la profundidad de su foco,
especialmente cuando el sismo presenta foco
superficial.
Sismos con foco superficial.
En la Figura 5 se presenta un mapa
con sismos superficiales, los mismos que se
distribuyen de Norte a Sur entre la línea de
la fosa marina y la costa, siendo mayor su
número en la parte Central y Sur de Perú.
Esta sismicidad podría estar asociada al
contacto de placas a niveles superficiales. En
el interior del continente, los sismos se
distribuyen a lo largo de la zona Subandina
sobre los principales sistemas de fallas de
tipo inverso y orientado en dirección NW-
SE. En la región Sur, en el Altiplano, la
distribución de los sismos superficiales es
muy dispersa; mientras que, en la alta
cordillera se observa alineamientos de
sismicidad sobre las trazas de las fallas de
Quiches (Ancash) y Huaytapallana
(Huancayo).
Sismos con foco intermedio
Estos sismos se encuentran
localizados dentro de un rango de
profundidad de 60 y 350 km. En la Figura 6
se observa que estos sismos se distribuyen
entre la fosa marina y el litoral costero a
partir de 8°S en dirección SE hasta 18°S. En
la región Subandina Norte y Centro de Perú,
se observa que los sismos intermedios se
distribuyen paralelos a la orientación de la
Cordillera Andina. En la región Sur de Perú,
la distribución espacial de sismos con foco
intermedio es mucho más densa que en las
regiones Norte y Centro. Esta sismicidad se
localiza sobre todo el Altiplano abarcando
parte la Cordillera Oriental y Cordillera
Occidental.
Sismos con foco profundo
Estos sismos presentan su foco a
profundidades mayores a 350 km. En la
Figura 6 se observa que estos sismos se
localizan en la región Central y Sur del
Llano Amazónico cerca de los limites de
Perú con Brasil y Bolivia. Estos sismos
cubren una extensión lineal de 500 km
entre 6°S-12°S, mientras que al sur se
distribuyen de manera dispersa.
DISTRIBUCIÓN DE LOS SISMOS EN
FUNCION DE LA PROFUNDIDAD DE
SUS FOCOS
Para realizar un análisis de la
distribución de los sismos en función de la
profundidad de sus focos, se ha elaborado
tr s perfiles sísmicos con un ancho de 600
km aproximadamente, según las líneas
consideradas en la Figura 6 (AA’, BB’ y
CC’). Estos perfiles corresponden las
región Norte, Centro y Sur de Perú.
Región norte
La figura 7, corresponde al perfil
de la región Norte de Perú según la línea
AA’. En esta figura se observa que los
focos aumentan su profundidad conforme
se distribuyen de Oeste a Este. Esta
sismicidad se inicia a una profundidad de
30 km y se distribuye en profundidad con
una inclinación de 10°-15°
aproximadamente hasta una profundidad
de 150 km, constante hasta una distancia
de 870 km desde la fosa (F). En esta
región se observa una disminución del
número de los sismos entre 320 y 480 km
de distancia desde el punto A, sugiriendo
que esta área puede corresponder a una
zona asísmica. La distribución de los
sismos en función de la profundidad de sus
focos, nos describe la subducción de la
placa oceánica bajo la placa continental.
Región centro
En el perfil de la región Central de
Perú (Figura 8), se observa que los sismos
tienen la misma distribución en
profundidad que la mostrada para la región
Norte; sin embargo, los sismos siguen una
pendiente que va entre los 25° a 30°
aproximadamente y a partir de los 450 km
de distancia desde el punto B (nivel de
referencia de la Figura 8), los focos de los
O. Pomachagua
.
101
sismos siguen una distribución
prácticamente horizontal hasta una distancia
de 950 km aproximadamente. Asimismo, en
este perfil se observa la presencia de sismos
con foco profundo, los mismos que se
distribuyen entre 550-700 km. de
profundidad y corresponden a los sismos
localizados en el limite Perú Brasil.
Región sur
Para la región Sur de Perú (Figura
9), se observa la presencia de un mayor
numero de sismos, los mismos se distribuyen
en profundidad siguiendo una pendiente que
va entre los 25° a 30° hasta alcanzar 300 km
de profundidad. Entre 300 y 500 km de
profundidad, existe ausencia de sísmicos.
Los sismos con foco profundo se localizan a
la distancia de 650m de distancia del punto
C (nivel de referencia) y ha una profundidad
de 550–700 km.
Estas características generales de la
sismicidad de Perú, ya han sido descritas por
diversos autores utilizando datos
telesismicos, regionales y microsismicidad
(Stauder, 1975; Barazangi y Isacks, 1976;
Bevis y Isacks, 1984; Rodríguez y Tavera,
1991; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y
Buforn, 1998)
DISCUSION Y CONCLUSIONES
Los principales elementos
geodinámicos de Perú, han sido analizados
a partir de su clasificación  morfológica y
tectónica. Esto ha permitido tener una
mejor visión de los principales elementos
estructurales de los diferentes procesos
orogénicos que ha soportado la Cordillera
Andina. Estos procesos están directamente
relacionados con el importante índice de
sismicidad que se observa en Perú.
El análisis tectónico ha permitido
identificar los principales sistemas de
fallas activas, presentes en la alta
Cordillera y en la zona Subandina. Muchos
de estos sistemas han sido reactivados con
la ocurrencia de sismos de magnitud
elevada, moderada y otros puestos en
evidencia con sismos de magnitud menor.
La actividad sísmica con foco superficial
se localiza principalmente en dos regiones:
frente a la costa de Norte a Sur y en el
interior del continente, debida a la
reactivación de los principales sistemas de
fallas.
Figura 7. Sección vertical de sismicidad para la región norte de Perú, según la li e  AA´ de la
Figura 6. Los datos corresponden al Catálogo del NEIC y de Instituto Geofísico del Perú para el
período 1962 – 1995 (mb> 4.5). F=Fosa Perú-Chile.
Características Generales de la tectónica y sismicidad de Perú.
102
Figura 8. Sección vertical de sismicidad para la región central de Perú según la línea BB’ de la
Figura 6. Otros, ver Figura 7.
Figura 9.  Sección vertical de sismicidad para la región sur de Perú según la línea CC’ de la
Figura 6. Otros, ver Figura 7.
La sismicidad intermedia se
distribuye de manera dispersa pero se
aprecia tres áreas bien marcadas: frente a la
costa y al Sur de 8°S, zona subandina y Sur
de Perú. En la región Sur, la sismicidad
intermedia es más homogénea y muestra a
diferencia de las regiones Norte y Centro,
que el contacto de placas se realiza con un
mayor índice de fricción. Los sismos
profundos se encuentran distribuidos en la
llanura Amazónica sobre la frontera de Perú
con Brasil y Bolivia.
La distribución de la sismicidad en
profundidad, ha permitido tener una idea de
la geometría del contacto de placas a
mayores niveles de profundidad. Este
contacto de placas, es similar para las
regiones Norte y Centro; es decir, una
subducción que se inicia con un ángulo de
15° hasta profundidades de 100-120 km y a
partir de la cual el contacto de placas es
prácticamente horizontal. Para la región Sur
de Perú el contacto de placas se inicia con
un ángulo de 30° continuo hasta
profundidades de 300 km. El cambio en el
modo de contacto de placas entre las
O. Pomachagua
.
103
regiones Norte-Centro y Sur, puede
asociarse a una contorsión de la misma a la
altura de 15°S y sobre un ancho de 200 km
aproximadamente.
En la región norte de Perú y a
niveles intermedios de profundidad, se
aprecia una ausencia de sismos que se le
puede considerar como una zona sismica
La actividad sísmica localizada
entre 550 y 700 m profundidad, puede ser
asociada a los procesos de facturación que
soporta un trozo de placa que flota en el
manto atraído por la gravedad de su propio
peso.
AGRADECIMIENTOS
El autor agradece al Dr. H. Tavera,
Director del Centro Nacional de Datos
Geofísicos- Sismología (CNDG-
Sismología), por el apoyo constante durante
el desarrollo del presente estudio. Al Sr. S.
Rodríguez por su ayuda en el manejo de los
programas del algortimo PS. Este estudio se
ha  realizado gracias a una Beca de
Practicas Pre-profesionales otorgada al
autor por el Instituto Geofísico del Perú.
BIBLIOGRAFIA
BARAZANGI,  M.,  y  ISACKS,  B.L.,
(1979). Subduction of the Nazca plate
beneath Peru: evidence from the spatial
distribution of earthquakes: Geophys. Jour.
Roy. Astr.  Soc.,  57, 537-555.
BEVIS, M. y ISACKS, B.
(1984).Hypocentral trend surface analysis:
Probing the geometry of Benioff zone. J
Geophys. Res., 89, 6.153-6.170.
BOYD, T., SNOKE, J., SACKS, I. y
RODRIGUEZ, A. (1984). High resolution
determination of the Benioff zone geometry
beneath southern Perú. Bull. Seism. Soc.
Am., 74, 559-568.
CAHILL, T., y ISACKS, B. (1992).
Seismicity and shape of the subducted
Nazca Plate. J. Geophys. Res., 97, 17.503-
17.529.
DALMAYRAC, B., LAUBACHER, G. y
MAROCCO, R. (1987). Caracteres
generaux de l’ volution geologique des
Andes peruviennes. Trav. Doc.
O.R.S.T.O.M, 122, 501 págs.
DORBATH, C., DORBATH, L.,
CISTERNAS, A., DEVERCHERE, J. y
SEBRIER, M. (1990a). Seismicity of the
Huancayo Basin (Central Perú) and the
Huaytapallana fault. Journal of South
American Earth Sciences., 3, 21-29.
DORBATH, L., DORBATH, C.,
JIMENEZ, E. y RIVERA, L. (1991)
Seismicity and tectonics deformation in the
eastern cordillera and the sub-andean zone
of central Perú. Journal of South American
Eart Sciencies., 4, 13-24.
DOSER, D (1987). The Ancash, Perú
earthquake of 1946 Nov.10: evidence for
low- angle normal faulting in the high
Andes of northern Perú. Geophys. J. R.
A tr. Soc., 91, 57-71.
GRANGE, F. (1984). Etude
sismotectonique détaillée de la subduction
lithosphérique au Sud Pérou. Thése de
Docteur 3er cycle, Univ. Scientifique t
Médicale de Grenoble, 400pp.
HASEGAWA, A. y SACKS, S. (1981).
Subducction of the Nazca Beneath Perú as
Determined From Seismic Obsevations. J
Geophys Res., 86, 4.971 – 4.980.
MAROCCO, R., (1980).Géologie des
Andes péruviennes: Un segment E-Wde la
chaíne des Andes péruviennes: la déflexion
d´Abancay Etude géologique de la
Cordillére Orientaleet des Hauts Plateaux
entre Cuzco et San Miguel Sud du Pérou.
Doc. ORSTOM 94.
MEGARD, F., y PHILIP, H., (1976). Plio-
quaternary tectono-magmatic zonation and
plate tectonics in the Central Andes: Earth
plan. Sci. Let. 33, 231-238.
RODRIGUEZ, L. Y TAVERA, H.  (1991)
Determinación con alta resolución de la
geometría de la zona Wadati – Benioff en la
parte central del Perú Central. Revista
Brasilera de Geofísica. Vol.9 (2) 141 – 159.
Características Generales de la tectónica y sismicidad de Perú.
104
SERBIER, M., HUAMAN, D., BLANC, J.,
MACHARE, J., BONNOT, D., Y
CABRERA, J. (1982). Observaciones
acerca de la Neotectónica del Perú. I.G.P-
LGDI  proy.Sisra, Grup. Peruano de
Neotectónica, 96pp.
SUAREZ, G., MOLNAR, P y
BURCHFIEL, C. (1983). Seismicity fault
plane solutions, depth of faulting, and
active tectonics of the andes of Perú,
Ecuador, and Southern Colombia.
Submitted to jour Geoph. Res.
TAVERA, J. (1993). La Tierra, Tectónica y
sismicidad. Monografía - D.S.T, I.G.P. 30p.
TAVERA, H y BUFORN, E. (1998).
Sismicidad y sismotectónica del Perú.
Física de la Tierra, Núm. 10; 187 – 219
servicio de publicaciones UCM. Madrid.
UDIAS, A., y MEZCUA , J. (1997).
Fundamentos de Sismología.  Edición
UCA.