Breve descripción de la tectónica del Ecuador

El territorio ecuatoriano se encuentra conformado por una región continental, la cual va desde 81°W hasta 75°W en longitud, y 1.25°N hasta 5°S en latitud, aproximadamente, y una parte insular conformada por las islas Galápagos. El territorio se divide en cuatro regiones, Costa, Sierra, Oriente y Región Insular, siendo la segunda en donde existen la mayor cantidad de fallas debido a los pliegues que se producen por la geodinámica de la región.

Ecuador se encuentra dentro de un particular movimiento tectónico. Un sector del territorio forma parte de la microplaca denominada "Bloque andino", la cual pertenece a la placa sudamericana. Esta microplaca, se encuentra en una interacción entre las placas de Nazca, Cocos y Caribe. El movimiento en esta zona se ha medido en un intervalo aproximado de 50-60 mm/año, mientras que para la placa continental, el movimiento se encuentra entre 2 y 5 mm/año. Por otra parte, la región sur del Ecuador, se encuentra en interacción entre la placa Sudamericana y la placa de Nazca. Esta dinámica de placas ha producido que en el Ecuador se presenten tres diferentes inclinaciones de la subducción de la placa de Nazca en la placa Continental (^{Taipe, 2013}).

Este comportamiento dinámico de la región ha generado un sistema de fallas denominado Sistema Mayor Dextral (^{Alvarado, 2012}), el mismo que presenta una mayor concentración de fallas y pliegues en la región de la sierra ecuatoriana. Este sistema de fallas, en conjunto con la subducción presentada en la costa del país, representan las principales fuentes generadores de sismos.

Zonas sísmicas del Ecuador

El peligro sísmico en Ecuador está regido principalmente por dos tipos de fuentes sísmicas: subducción (interplaca e intraplaca), y de tipo corticales (superficiales). En cada una de estas fuentes se lleva a cabo un proceso de acumulación y liberación de energía independiente del que ocurre en las demás fuentes. Los sismos interplaca (profundidad < 40 km) corresponden a los sismos que se generan por el roce entre la placa de Nazca que subduce bajo la placa Sudamericana a lo largo de su zona de convergencia. Los sismos intraplaca (profundidad entre 40 y 300 km) corresponden a los sismos de falla normal de profundidad intermedia, localizados dentro de la placa oceánica de Nazca que subduce bajo la placa continental Sudamericana. Los sismos corticales (profundidad < 40 km) corresponden a los sismos someros que ocurren dentro de la placa Sudamericana.

En este trabajo, para modelar la geometría de las fuentes sísmicas de Ecuador, se utilizó como referencia el trabajo realizado por ^{Alvarado (2012)}). Las fuentes sísmicas adoptadas en esta investigación, corresponden a diez del tipo subducción, y veinte superficiales o corticales. La geometría de estas fuentes (^{Alvarado, 2012}) se observa en las Figuras 1 y 2, mientras que ciertas características de las mismas se exponen en las Tablas 1 y 2.

Figura 1 Fuentes sísmicas de tipo subducción (^{Alvarado, 2012}). 

Figura 2 Fuentes sísmicas tipo corticales (^{Alvarado, 2012}). 

Tabla 1 Fuentes de subducción. 

Tabla 2 Fuentes corticales. 

Homogenización del catálogo

Los tipos de magnitudes que se encontraron en los catálogos corresponden a magnitudes de ondas internas (M_b ), ondas superficiales (M_s ) y ondas de Coda (M_D ) que corresponde a la RENSIG (^{Palacios y Yepes, 2011}). Así mismo, se encontraron magnitudes de tipo desconocidas (M_UK ) y asumidas a un evento (M).

Las expresiones utilizadas para homogenizar estos diferentes tipos de magnitudes a una magnitud de tipo M_w , son las siguientes:

- Magnitudes de ondas internas (M_b ) (^{Beauval, et. al, 2013})

Mw=0.93 Mb+0.6 para Mb<6 (1)

Esta misma expresión fue utilizada para magnitudes de ondas tipo M_D .

A las magnitudes M_b y M_D mayores a 6, se les tomó similares a M_w .

- Magnitudes de ondas superficiales (M_s ) (^{Cahuari y Tavera, 2007}),

Mw=0.7044 Ms+1.702 para 4.5≤Ms<6.8 (2)

A las magnitudes M_s mayores a 6.8, se les tomó similares a M_w .

- Los tipos de magnitudes de ondas del tipo M_Uk y M, han sido asumidos como M_w . Se encontraron 22 eventos con magnitud de tipo M_Uk , de los cuales solo un evento tiene magnitud inferior a 6.0 y 15 presentan magnitudes superiores a 6.8. El asumir directamente M_Uk=M_w no implicaría algún impacto significativo dentro del análisis de peligro sísmico, ya que de acuerdo a las expresiones de homogenización planteadas, para magnitudes superiores a 6.0, los cambios no son significativos. Lo mismo sucede con la magnitud del tipo M, ya que solo existe un evento asociado a dicha magnitud y corresponde al evento de 1906 que registró una magnitud de 8.8.

Discriminación de réplicas y premonitores

En cuanto a la depuración del catálogo sísmico, el principal punto a considerar es la discriminación de réplicas y premonitores ya que solo se consideran los eventos principales para el cálculo de la sismicidad de cada fuente. Las réplicas afectan la distribución de los sismos con respecto al tiempo.

Si bien no existe un concepto general y específico para definir una réplica, en lo que si se concuerda, es que se encuentran definidas en eventos asignados a un espacio y un tiempo posteriores a un evento principal. Para encontrar las réplicas se utilizaron las expresiones de ^{Maeda (1996)}, en las cuales se considera el decaimiento exponencial en número y magnitud de réplicas.

Longitud:

Tiempo:

donde, L corresponde a la distancia epicentral respecto al evento principal, t el tiempo en días respecto al evento principal y M_m representa la magnitud del evento. Al analizar el catálogo utilizando esta metodología, se obtuvieron 14 por ciento de réplicas.

Completez del catálogo sísmico

Las tasas de recurrencia pueden variar debido a datos inconsistentes o incompletos del catálogo, lo que afecta a los parámetros sísmicos que se obtienen para cada una de las fuentes. Para estudiar los periodos en los que se puede considerar al catálogo completo, en este trabajo se estudiaron el método gráfico y el método de ^{Stepp (1972)}.

El método gráfico permite observar la magnitud mínima de completez, la misma que define el límite inferior, a partir del cual, el catálogo se considera completo. En este método se analiza la frecuencia de ocurrencia acumulada y normalizada para cada intervalo de magnitud. En la Figura 3 se observan los resultados obtenidos de todo el catálogo para dos intervalos de magnitudes.

Figura 3 Completez del catálogo por el método gráfico. a) Intervalo de magnitud entre 4.5 a 5.0, y b) Intervalo de magnitud entre 6.5 a 7.0. 

El año a partir del cual la pendiente es constante se considera que el catálogo es completo para esa magnitud.

Por otra parte, el método de Stepp presenta un concepto similar en cuanto al análisis de la pendiente, pero en este caso se analiza el comportamiento de la desviación estándar (SR), a través del tiempo, para diferentes intervalos de magnitudes. La comparación de la pendiente de los datos de magnitudes se compara con la recta 1/Ti , donde T_i corresponde al tiempo transcurrido en años. En la Figura 4 se observan los resultados obtenidos de todo el catálogo para los mismos intervalos de magnitudes presentados en el método gráfico.

Figura 4 Completez del catálogo sísmico por el método de Stepp. a) Intervalo de magnitud entre 4.5 a 5.0, y b) Intervalo de magnitud entre 6.5 a 7.0. Los puntos representan la desviación estándar (SR) de la frecuencia acumulada para el intervalo de magnitud especificado. 

En el método de Stepp se considera que el catalogo es completo cuando la desviación estándar sigue la pendiente de la recta 1/Ti . La diferencia en la completez de los dos intervalos de magnitudes mostrados en las Figuras 3 y 4 se debe principalmente al tamaño de la magnitud, ya que a partir de la instalación de la red mundial de sismógrafos estándar (WWSSN) en 1964, fue posible empezar a detectar sismos con magnitudes pequeñas (Mw<5), por lo que antes de este año los registros más comunes son de magnitudes grandes (Mw>6).

Este análisis de completez es primordial para la correcta caracterización de las fuentes, debiendo hacerse este estudio para cada una de las 30 fuentes estudiadas.

Caracterización de las fuentes sísmicas

Se analizaron la geometría, distancia fuente-sitio y sismicidad de las fuentes símicas. La geometría de las fuentes es de tipo área y corresponden a lo expuesto en las Figuras 1 y 2.

Distancia fuente-sitio

La distancia que existe desde la fuente al sitio de interés se encuentra asociada al tipo de fuente definido previamente, pudiendo ser puntual, lineal o de tipo área. En la Figura 5 se pueden observar las características de los diferentes tipos de distancias (^{Leonardo, 2012}).

Figura 5 Tipos de fuentes y distancias fuente-sitio. (a) Fuente y distancia puntual, (b) fuente y distancia lineal y (c) fuente y distancia tipo área. 

Como se definió anteriormente, todas las fuentes, incluyendo su distancia al sitio, han sido consideradas como de tipo área, similares a la Figura 5(c).

Sismicidad de las fuentes

Un paso fundamental en un estudio tipo PSHA es conocer la frecuencia y severidad con la que se podrían presentar los eventos sísmicos dentro de una misma fuente. Para esto, se puede considerar que los sismos tienen las misma probabilidad de ocurrencia dentro de la geometría de la fuente, y que su recurrencia (magnitud vs frecuencia) observada en los catálogos sísmicos es suficiente para predecir los eventos en cualquier lapso.

El primer paso es el de conocer la tasa de excedencia de intensidades, representada normalmente por λ(M). Analizando el catálogo sísmico se puede tratar de intuir la distribución de magnitudes de los eventos principales, la cual, conceptualmente sigue la relación recurrencia de Gutenberg-Richter (GR) ^{(Gutenberg y Richter, 1944)}, mostrada en la ecs. 5 y 6:

donde ʎ (M) es la tasa media anual de excedencia de un sismo con magnitud M, por otra parte α = a In (10) y β = b ln (10). Los parámetros a y b son generalmente obtenidos mediante el método de máxima verosimilitud, y representan la tasa global de sismos en la región y la probabilidad relativa de ocurrencia entre eventos con magnitudes altas y bajas, respectivamente. La ec. 6 cubre un intervalo de (-∞,+∞); sin embargo, el interés recae en un intervalo que represente los eventos con magnitudes que pudieran afectar a las estructuras, este intervalo se podría representar como [M₀, M_u ] cuyos valores quedarían definidos por los catálogos sísmicos.

Si se eliminan los eventos con magnitud, M < M₀ , la tasa de excedencia puede representarse de la siguiente manera:

donde v=e^α-βM _o es la tasa media anual de excedencia y M₀ es la magnitud umbral elegida. La distribución de probabilidad de magnitud del modelo de recurrencia de Gutenberg-Richter, con límite inferior, se puede expresar en términos de la función de distribución acumulativa (CDF, por sus siglas en inglés) o en su respectiva función de densidad de probabilidad (PDF, por sus siglas en inglés), tal como en las ecs. 8 y 9, respectivamente:

Cada fuente sísmica está asociada a una magnitud máxima (^{McGuire, 1995}), por lo que en el otro extremo de la escala de magnitudes (M→+∞) se debería truncar la PDF en una magnitud máxima M_u . El modelo truncado de Gutenberg-Richter (^{Cornell y Vanmarcke, 1969}) tiene una tasa anual de excedencia que puede ser calculada mediante la siguiente expresión:

donde ʎ(M) es la tasa anual de excedencia, M ₀ y M_U representan las magnitudes mínimas y máximas consideradas dentro del catálogo completo de cada fuente, v y β son parámetros que definen la tasa de excedencia de cada una de las fuentes sísmicas, los cuales se estiman mediante procesos estadísticos de la información sobre la sismicidad de la fuente.

Aparte de estudiar las incertidumbres debido a la magnitud y ubicación de los eventos sísmicos, también se deben considerar las incertidumbres temporales, generalmente representadas como un comportamiento "Poissoniano".

El modelo de Poisson asume el tiempo entre dos sismos como una variable con distribución exponencial, siendo estos eventos independientes en el tiempo. La probabilidad de ocurrencia de un sismo en una ventana de tiempo está relacionada únicamente al tamaño de la ventana, y es totalmente independiente inclusive del tiempo transcurrido desde el sismo más reciente (^{Baker, 2015}). Podría existir una probabilidad de ocurrencia de más de un sismo dentro de la ventana de tiempo, pero esta probabilidad es despreciable. La función de probabilidad de Poisson se puede expresar de la siguiente manera:

Además de los modelos mencionados, se utilizó una estimación por máxima verosimilitud para encontrar los parámetros sísmicos de cada una de las fuentes sísmicas (^{McGuire, 2004}). Dichos parámetros se muestran en la Tabla 3.

Tabla 3 Valores de los parámetros símicos para cada fuente. 

s: correspon de a fuentes de subducción

c: corresponde a fuentes corticales

Ecuaciones predictivas del movimiento del suelo

Para conocer el decaimiento de las ondas sísmicas, desde la fuente al sitio específico se requiere el uso de modelos de atenuación, los mismos que relacionan magnitud, posición relativa fuente-sitio, profundidad, entre otros. Una manera general de representar estos modelos de atenuación es la siguiente.

donde, M representa la magnitud del evento, R la distancia entre el evento y la fuente y d la profundidad a la que ocurre el sismo.

Estas funciones se obtienen a partir de un análisis de regresión de los niveles de intensidad máxima del suelo (aceleración, velocidad, desplazamiento), contra la magnitud y distancia hipocentral de los eventos registrados. Los parámetros anteriores son obtenidos de registros acelerográficos de diversos sitios con características similares. Dado que la base de datos utilizada para obtener estos modelos no es muy grande ni completa, lo que se obtiene representa el promedio. Debido a estas incertidumbres y falta de información se puede modelar a la intensidad sísmica como una variable aleatoria de distribución lognormal, con mediana dada por el modelo de atenuación y desviación estándar del logaritmo natural igual a σ_{In (α)} (Ordaz et al., 1997).

donde, Փ (.), es la distribución normal estándar acumulada, E (In (a)|M, R), corresponde el valor esperado del logaritmo de la intensidad en relación a la ley de atenuación correspondiente, y σ_{In (α)} es la correspondiente desviación estándar del logaritmo de α. Los modelos de atenuaciones utilizados en este trabajo fueron, Abrahamson y Silva (2008) para sismos corticales y ^{Youngs et al. (1997)} para sismos de subducción interplaca e intraplaca (ver Tabla 4).

Tabla 4 Características de los modelos de atenuación utilizados. 

El modelo de atenuación de Abrahamson y Silva (2008) fue resultado del análisis de 2675 registros, correspondientes a 129 sismos superficiales originados en distintas regiones sísmicas activas a nivel mundial. El modelo de atenuación de ^{Youngs et al. (1997)} fue generado después de que los autores analizaron datos correspondientes a sismos de subducción interplaca e intraplaca con M_w≥5, registrados en estaciones localizadas en roca situadas en campo libre, a una distancia entre 10 y 500 km. La utilización de estos modelos de atenuación se basó en las recomendaciones hechas por el Global Earthquake Model (GEM) y un estudio de validación de diversas Ecuaciones de Predicción de Movimiento de Suelo (GMPE's, por sus siglas en inglés) que fueron generadas en ambientes tectónicos similares a los de Ecuador, realizado por ^{Taipe (2013)}, en donde se muestra que los modelos utilizados representan de manera razonable el movimiento de ondas sísmicas en la región. No se pudo realizar un estudio más específico ya que no se tuvo acceso a registros acelerográficos del Ecuador.

Cálculo del peligro sísmico

Para realizar el cálculo del peligro sísmico de una determinada región es necesario haber definido las fuentes y sus respectivos parámetros de sismicidad, además de los modelos de atenuación de onda para cada una de ellas. La amenaza sísmica puede calcularse considerando la suma de los efectos de cada una de las fuentes sísmicas y la distancia entre cada fuente y el sitio de interés. El peligro sísmico, expresado en función de la tasa de excedencia de intensidades,v (α), se calcula mediante la ec. 14 (^{Esteva, 1970}):

donde ʎ_0i es la tasa anual de excedencia de los eventos sísmicos con M ≥M₀ en la i-ésima fuente; f_mi (M) y f_Ri (R_i) son funciones de densidad de probabilidad de la magnitud (M) y distancia (R) de la i-ésima fuente; R_0i y R_ui representan el rango de distancias del evento a la i-ésima fuente; Pr (A > α|M, R_i), es la probabilidad de que la intensidad exceda un cierto valor, dada la magnitud del sismo, M, y la distancia entre la i-ésima fuente y el sitio R_i . Para el cálculo del peligro sísmico, se utilizó el programa CRISIS2015 Ver 1.0, desarrollado en el Instituto de Ingeniería de la UNAM (^{Ordaz et al., 2015}), el cual utiliza una metodología probabilística para el cálculo de los resultados de peligro sísmico.

Curvas de peligro sísmico

En la Figura 6 se muestran las curvas de peligro sísmico para la aceleración máxima del suelo (PGA, por sus siglas en inglés) y pseudoaceleración para periodos estructurales de 0.1s, 0.2s, 0.5s y 1s (Sa(g)).

Figura 6 Curvas de peligro sísmico para ciertas provincias del Ecuador. 

Espectros de peligro uniforme (EPU)

Los espectros de peligro uniforme, obtenidos a partir de las curvas de peligro sísmico, se compararon con los espectros de diseño estipulados en la norma NEC, tanto de pseudoaceleración como para desplazamiento espectral. En este estudio, los espectros de desplazamiento espectral fueron obtenidos a partir de los de pseudoaceleración aplicando las relaciones teóricas de la dinámica estructural. En la Figura 7 se presentan los resultados de los EPU de pseudoaceleración y desplazamiento (Sd) para las mismas provincias expuestas en las curvas de peligro sísmico. El periodo de retorno corresponde a 475 años, y fue elegido para poder comparar los espectros obtenidos en este trabajo con los determinados en la norma NEC (en la Figura 7 NEC11_Sa y NEC11_Sd corresponde a espectros de pseudoaceleración y desplazamiento, respectivamente).

Figura 7 Espectros de peligro uniforme para ciertas provincias del Ecuador y para un periodo de retorno de 475 años. 

Se pueden marcar diferencias entre los espectros de pseudoaceleración propuestos en este estudio con los de diseño estipulados en la norma NEC, dándose un mayor problema en Pichincha, Esmeraldas y Manabí (aunque esta provincia no se muestra en la Figura 7), en donde el espectro de diseño es inferior a los valores de pseudoaceleración obtenidos en este trabajo, lo que podría atentar contra la seguridad estructural. Los resultados fueron comparados únicamente para roca y se considera que las diferencias se incrementarían si se empezaran a considerar efectos de sitio, ya que la norma NEC solo considera factores generales para incrementar la respuesta debido a efectos locales, los mismos que no se toman mayores a 2.25.

Por otra parte, los espectros de desplazamiento presentan variaciones considerables, llegando a ser en ciertos casos más del doble que los EPU obtenidos en este estudio (ver Figura 7). Es primordial mencionar que los espectros de la norma NEC violan los conceptos de la dinámica estructural en el aspecto que en su formulación presentan desplazamientos del terreno infinitos al obtenerlos a partir del espectro de Sa, utilizando la relación Sa (T) = D (T) Ω² , donde Ω corresponde a la frecuencia natural del sistema de un grado de libertad. Para tratar de corregir este error, en la norma NEC se incluye un espectro solo para desplazamientos (este espectro no sigue las relaciones fundamentales de la dinámica estructural), el cual presenta límites máximos y es el que se compara en la Figura 7, sin embargo las diferencias siguen siendo amplias incluso al compararlas con los resultados en roca.

Mapas de peligro sísmico

Al combinar los resultados anteriores, para una región, se pueden obtener mapas de peligro sísmico, los mismos que deben estar asociados a un solo periodo de retorno. En la Figura 8 se muestra los mapas de pseudoaceleración de Ecuador continental para periodos de retorno de 50, 100, 500 y 2500 años.

Figura 8 Mapas de peligro sísmico del Ecuador para diferentes periodos de retorno: a) 50 años, b) 100 años, c) 500 años y d) 2500 años. 

Los resultados del estudio de amenaza sísmica presentan dos zonas principales con alta peligrosidad. Por una parte, para T_R similares a 500 años (periodo de retorno de diseño establecido en la NEC), se tienen valores elevados de intensidades espectrales en la zona de subducción (valores mayores a 0.5g), lo cual era de esperarse, en especial para la provincia de Manabí. Esto concuerda con los eventos de magnitudes mayores a 7 que se han presentado en las últimas décadas. Sin embargo, otra zona presenta intensidades cercanas a 0.45g, y que se debe a eventos de tipo cortical. Esta zona encierra a la ciudad de Quito, y su peligrosidad alta se puede atribuir al complejo sistema de fallas de esta zona, lo que lleva a pensar que se deben realizar estudios sísmicos a mayor detalle considerando los efectos locales ya que seguramente esto provocaría que aumenten las intensidades.

Estudio geotécnico

Se dividió a la ciudad en cuatro zonas principales, relacionadas a las características del terreno, que son Universidad de Cuenca (UC), Universidad del Azuay (UA), Parque de Miraflores (PM) y Cementerio (CM). En cada zona se realizó un ensayo tipo SPT, a través del cual se obtuvieron propiedades de los estratos del terreno, incluyendo la velocidad de onda de corte.

A partir de estos resultados, fue posible realizar un modelo unidimensional del suelo, obteniendo así las funciones de transferencia para cada zona, las cuales se muestran en la Figura 9. Resultados similares se los puede encontrar en ^{Encalada (2000)}. Con las funciones de transferencia se puede obtener la amplificación que sufren las ondas sísmicas debido a las características de los suelos superficiales, para cierto movimiento producido en roca.

Figura 9 Funciones de transferencia para cada zona. 

Monitoreo sísmico

Para la ciudad de Cuenca se cuenta con los resultados de un trabajo de vibración ambiental realizado por la Universidad de Cuenca (^{Encalada, 2000}). Este estudio fue realizado a partir de 171 puntos de medición a lo largo de toda la ciudad. Los puntos estudiados se muestran en la Figura 9.

El tiempo de medición de las pruebas presentadas en ^{Encalada (2000)} podría no llegar a ser representativo de la respuesta del sitio, ya que en promedio se tomaron muestras de tres minutos por punto, por lo que se pudieron obviar los picos más elevados de la señal. Debido a esto existe una posibilidad que no se represente la verdadera respuesta del suelo. Sin embargo, estos puntos corresponden al único estudio de este tipo que se ha realizado en la ciudad de Cuenca. Es por esto que pese a que no se tiene una completa confiabilidad en los resultados del estudio de vibración ambiental se han tomado estos valores para el estudio de efectos de sitio presentados en este trabajo. Por lo anterior, se depuró la base de datos de los puntos del estudio tomando como base las pruebas de geotecnia presentadas (estaciones UC, UA, CE, PM, Figura 9), ya que al compararlas con otros ensayos más recientes no se identifican diferencias considerables.

Para encontrar los periodos dominantes del terreno se utilizó la técnica de Nakamura que se basa en estimar la razón del espectro de Fourier entre las componentes horizontal y vertical de un mismo registro (^{Nakamura, 1989}). La máxima amplitud del cociente H/V corresponde a la frecuencia dominante del terreno.

Para tener una malla más refinada, se utilizan los estudios de la geología local, de manera que se puedan modificar zonas en las que se consideren que se encuentran en terreno firme o en zonas de iguales condiciones a las obtenidas en las mediciones de campo. En la Figura 10 se presenta el mapa de isoperiodos obtenido para la ciudad de Cuenca.

Figura 10 Mapa de isoperiodos para la ciudad de Cuenca. 

Para obtener los valores de las intensidades en la superficie se partió de la malla que contiene los resultados de peligro sísmico en roca para Cuenca. Posteriormente se creó una malla de las mismas dimensiones que la utilizada en el estudio de peligro sísmico en roca, en la que a cada punto le fue asignado un cociente espectral de respuesta dependiendo del periodo dominante del terreno para ese punto. La Tabla 5 muestra los intervalos de periodos con su correspondiente cociente espectral de respuesta (CER).

Tabla 5 Cocientes espectrales de respuesta, asignados a diferentes intervalos de periodos. 

Con esta nueva malla es posible obtener los valores de intensidades a nivel de superficie, aplicando la siguiente relación.

donde, S (w_0,, v_A ) corresponde a la aceleración en suelo para cierta frecuencia (w₀ ) y tasa de excedencia (v_A ). Los subíndices S y R corresponden a superficie y roca respectivamente. La función de transferencia para cierta frecuencia se indica como FT (w₀ ). Con esta expresión se pueden obtener los resultados de la demanda afectados por los efectos de sitio, los mismos que son necesarios en la construcción del espectro de diseño para la ciudad de Cuenca.