Las escalas de magnitud sísmica se utilizan para describir la fuerza general o el "tamaño" de un terremoto . Se distinguen de las escalas de intensidad sísmica que clasifican la intensidad o gravedad de los temblores del suelo causados por un terremoto en un lugar determinado. Las magnitudes generalmente se determinan a partir de mediciones de las ondas sísmicas de un terremoto registradas en un sismograma . Las escalas de magnitud varían según el aspecto de las ondas sísmicas que se miden y cómo se miden. Se necesitan diferentes escalas de magnitud debido a las diferencias en los terremotos, la información disponible y los propósitos para los cuales se utilizan las magnitudes.
La corteza terrestre está sometida a tensiones por fuerzas tectónicas . Cuando esta tensión se vuelve lo suficientemente grande como para romper la corteza, o para superar la fricción que impide que un bloque de corteza se deslice sobre otro, se libera energía, parte de ella en forma de diversos tipos de ondas sísmicas que causan temblores del suelo, o temblante.
La magnitud es una estimación del "tamaño" o fuerza relativa de un terremoto y, por tanto, de su potencial para provocar temblores de tierra. Está "aproximadamente relacionado con la energía sísmica liberada". [1]
La intensidad se refiere a la fuerza del temblor en un lugar determinado y puede estar relacionada con la velocidad máxima del suelo. Con un mapa isosísmico de las intensidades observadas (ver ilustración), la magnitud de un terremoto se puede estimar tanto a partir de la intensidad máxima observada (generalmente, pero no siempre, cerca del epicentro ) como de la extensión del área donde se sintió el terremoto. [2]
La intensidad de los temblores locales depende de varios factores además de la magnitud del terremoto, [3] uno de los más importantes son las condiciones del suelo. Por ejemplo, las capas gruesas de suelo blando (como el relleno) pueden amplificar las ondas sísmicas, a menudo a una distancia considerable de la fuente, mientras que las cuencas sedimentarias a menudo resonarán, aumentando la duración de las sacudidas. Por eso, en el terremoto de Loma Prieta de 1989 , el distrito Marina de San Francisco fue una de las zonas más dañadas, aunque se encontraba a casi 100 kilómetros del epicentro. [4] Las estructuras geológicas también fueron importantes, como las ondas sísmicas que pasaban por debajo del extremo sur de la Bahía de San Francisco y se reflejaban en la base de la corteza terrestre hacia San Francisco y Oakland. Un efecto similar canalizó las ondas sísmicas entre las otras fallas importantes de la zona. [5]
Un terremoto irradia energía en forma de diferentes tipos de ondas sísmicas , cuyas características reflejan la naturaleza tanto de la ruptura como de la corteza terrestre por la que viajan las ondas. [6] La determinación de la magnitud de un terremoto generalmente implica identificar tipos específicos de estas ondas en un sismograma y luego medir una o más características de una onda, como su sincronización, orientación, amplitud, frecuencia o duración. [7] Se realizan ajustes adicionales por distancia, tipo de corteza y las características del sismógrafo que registró el sismograma.
Las diversas escalas de magnitud representan diferentes formas de derivar la magnitud a partir de la información disponible. Todas las escalas de magnitud conservan la escala logarítmica ideada por Charles Richter y se ajustan de modo que el rango medio se correlacione aproximadamente con la escala "Richter" original. [8]
La mayoría de las escalas de magnitud se basan en mediciones de sólo una parte del tren de ondas sísmicas de un terremoto y, por lo tanto, están incompletas. Esto da como resultado una subestimación sistemática de la magnitud en ciertos casos, una condición llamada saturación . [9]
Desde 2005, la Asociación Internacional de Sismología y Física del Interior de la Tierra (IASPEI) ha estandarizado los procedimientos y ecuaciones de medición para las principales escalas de magnitud, ML , Ms , mb, mB y mb Lg . [10]
La primera escala para medir la magnitud de un terremoto, desarrollada en 1935 por Charles F. Richter y conocida popularmente como escala "Richter", es en realidad laEscala de magnitud local , etiqueta ML o ML . [11] Richter estableció dos características ahora comunes a todas las escalas de magnitud.
Todas las magnitudes "Locales" (ML) se basan en la amplitud máxima del temblor del suelo, sin distinguir las diferentes ondas sísmicas. Subestiman la fuerza:
Posteriormente se descubrió que la escala "Richter" original, desarrollada en el contexto geológico del sur de California y Nevada, era inexacta para los terremotos en las partes central y oriental del continente (en todas partes al este de las Montañas Rocosas ) debido a diferencias en la corteza continental. . [16] Todos estos problemas impulsaron el desarrollo de otras escalas.
La mayoría de las autoridades sismológicas, como el Servicio Geológico de los Estados Unidos , informan sobre las magnitudes de terremotos superiores a 4,0 como magnitud de momento (abajo), que la prensa describe como "magnitud Richter". [17]
La escala "local" original de Richter ha sido adaptada para otras localidades. Estos pueden estar etiquetados como "ML" o con una " l" minúscula, ya sea Ml o Ml . [18] (No debe confundirse con la escala rusa MLH de ondas superficiales. [19] ) Que los valores sean comparables depende de si las condiciones locales se han determinado adecuadamente y la fórmula se ha ajustado adecuadamente. [20]
En Japón, para terremotos poco profundos ( profundidad <60 km) dentro de 600 km, la Agencia Meteorológica Japonesa calcula [ 21] una magnitud denominada MJMA , MJMA o M. J(Estos no deben confundirse con las magnitudes de momento que calcula JMA, que están etiquetadas como M w (JMA) o M (JMA) , ni con la escala de intensidad de Shindo .) Las magnitudes de JMA se basan (como es típico en las escalas locales) en la amplitud máxima de el movimiento del suelo ; concuerdan "bastante bien" [22] con la magnitud del momento sísmico M w en el rango de 4,5 a 7,5, [23] pero subestiman magnitudes mayores.
Las ondas corporales consisten en ondas P que son las primeras en llegar (ver sismograma), u ondas S , o reflejos de cualquiera de ellas. Las ondas corporales viajan directamente a través de la roca. [24]
La "magnitud de onda corporal" original – mB o m B (“B” mayúscula) – fue desarrollada por Gutenberg 1945c y Gutenberg & Richter 1956 [25] para superar las limitaciones de distancia y magnitud de la escala M L inherentes al uso de ondas superficiales. mB se basa en las ondas P y S, medidas durante un período más largo, y no se satura hasta alrededor de M 8. Sin embargo, no es sensible a eventos menores que aproximadamente M 5,5. [26] El uso de mB tal como se definió originalmente se ha abandonado en gran medida, [27] ahora reemplazado por la escala estandarizada mB BB . [28]
La escala mb o m b (minúsculas "m" y "b") es similar a mB, pero utiliza sólo ondas P medidas en los primeros segundos en un modelo específico de sismógrafo de período corto. [29] Se introdujo en la década de 1960 con el establecimiento de la Red Mundial de Sismógrafos Estandarizados (WWSSN); el período corto mejora la detección de eventos más pequeños y discrimina mejor entre terremotos tectónicos y explosiones nucleares subterráneas. [30]
La medida de mb ha cambiado varias veces. [31] Como lo definió originalmente Gutenberg (1945c), m b se basó en la amplitud máxima de las ondas en los primeros 10 segundos o más. Sin embargo, la duración del período influye en la magnitud obtenida. La práctica inicial del USGS/NEIC era medir mb en el primer segundo (sólo las primeras ondas P [32] ), pero desde 1978 miden los primeros veinte segundos. [33] La práctica moderna es medir la escala de mb de período corto en menos de tres segundos, mientras que la escala de mB BB de banda ancha se mide en períodos de hasta 30 segundos. [34]
La escala regional mb Lg , también denominada mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn y m N , fue desarrollada por Nuttli (1973) para un problema que la escala ML original no podía resolver: toda América del Norte al este de las Montañas Rocosas . Montañas . La escala M L se desarrolló en el sur de California, que se encuentra sobre bloques de corteza oceánica, típicamente basalto o roca sedimentaria, que se han acrecentado en el continente. Al este de las Montañas Rocosas el continente es un cratón , una masa gruesa y en gran medida estable de corteza continental que es en gran parte granito , una roca más dura con diferentes características sísmicas. En esta zona la escala ML da resultados anómalos para terremotos que según otras medidas parecían equivalentes a los terremotos de California.
Nuttli resolvió esto midiendo la amplitud de ondas Lg de período corto (~1 segundo), [35] una forma compleja de la onda Love que, aunque es una onda superficial, encontró que proporcionaba un resultado más estrechamente relacionado con la escala mb que la escala Ms. [36] Las ondas Lg se atenúan rápidamente a lo largo de cualquier trayectoria oceánica, pero se propagan bien a través de la corteza continental granítica, y Mb Lg se utiliza a menudo en áreas de corteza continental estable; Es especialmente útil para detectar explosiones nucleares subterráneas. [37]
Las ondas superficiales se propagan a lo largo de la superficie de la Tierra y son principalmente ondas de Rayleigh u ondas de Love . [38] Para terremotos poco profundos, las ondas superficiales transportan la mayor parte de la energía del terremoto y son las más destructivas. Los terremotos más profundos, al tener menos interacción con la superficie, producen ondas superficiales más débiles.
La escala de magnitud de las ondas superficiales, denominada Ms , M S y Ms , se basa en un procedimiento desarrollado por Beno Gutenberg en 1942 [39] para medir terremotos superficiales más fuertes o más distantes de lo que la escala original de Richter podía manejar. En particular, midió la amplitud de las ondas superficiales (que generalmente producen las mayores amplitudes) durante un período de "unos 20 segundos". [40] La escala M s concuerda aproximadamente con M L en ~6, luego diverge hasta en media magnitud. [41] Una revisión de Nuttli (1983), a veces denominada M Sn , [42] mide sólo ondas del primer segundo.
En 1962 se propuso una modificación, la "fórmula Moscú-Praga", que la IASPEI recomendó en 1967; esta es la base de la escala estandarizada M s20 ( Ms_20 , M s (20) ). [43] Una variante de "banda ancha" ( Ms_BB , Ms (BB) ) mide la mayor amplitud de velocidad en el tren de ondas de Rayleigh durante períodos de hasta 60 segundos. [44] La escala M S7 utilizada en China es una variante de la M s calibrada para su uso con el sismógrafo de período largo "tipo 763" de fabricación china. [45]
La escala MLH utilizada en algunas partes de Rusia es en realidad una magnitud de onda superficial. [46]
Otras escalas de magnitud se basan en aspectos de las ondas sísmicas que sólo reflejan indirecta e incompletamente la fuerza de un terremoto, involucran otros factores y generalmente están limitadas en algún aspecto de magnitud, profundidad focal o distancia. La escala de magnitud de momento – Mw o Mw – desarrollada por los sismólogos Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori , [ 47] se basa en el momento sísmico de un terremoto , M 0 , una medida de cuánto trabajo realiza un terremoto al deslizar un parche de roca. Pasamos otro trozo de roca. [48] El momento sísmico se mide en Newton-metros (Nm o N·m ) en el sistema de medición SI , o dina-centímetros (dyn-cm; 1 dyn-cm = 10 −7 Nm ) en el antiguo sistema CGS . En el caso más simple, el momento se puede calcular conociendo sólo la cantidad de deslizamiento, el área de la superficie rota o deslizada y un factor para la resistencia o fricción encontrada. Estos factores pueden estimarse para una falla existente para determinar la magnitud de terremotos pasados o lo que podría anticiparse para el futuro. [49]
El momento sísmico de un terremoto se puede estimar de varias maneras, que son las bases de las escalas M wb , M wr , M wc , M ww , M wp , Mi y M wpd , todos subtipos de la escala genérica M w . Consulte Escala de magnitud de momento § Subtipos para obtener más detalles.
El momento sísmico se considera la medida más objetiva del "tamaño" de un terremoto con respecto a la energía total. [50] Sin embargo, se basa en un modelo simple de ruptura, y en ciertos supuestos simplificadores; no tiene en cuenta el hecho de que la proporción de energía irradiada como ondas sísmicas varía entre terremotos. [51]
Gran parte de la energía total de un terremoto, medida en M w , se disipa en forma de fricción (lo que da como resultado el calentamiento de la corteza). [52] El potencial de un terremoto para causar fuertes sacudidas del suelo depende de la fracción comparativamente pequeña de energía irradiada como ondas sísmicas, y se mide mejor en la escala de magnitud de energía , M e . [53] La proporción de energía total irradiada como ondas sísmicas varía mucho dependiendo del mecanismo focal y el entorno tectónico; [54] M e y M w para terremotos muy similares pueden diferir hasta en 1,4 unidades. [55]
A pesar de la utilidad de la escala Me , generalmente no se utiliza debido a las dificultades para estimar la energía sísmica radiada. [56]
Dos terremotos que difieren mucho en el daño causado
En 1997 se produjeron dos grandes terremotos frente a las costas de Chile. La magnitud del primero, ocurrido en julio, se estimó en M w 6,9, pero apenas se sintió y sólo en tres lugares. En octubre, un terremoto de magnitud 7,1 ocurrido casi en el mismo lugar, pero con el doble de profundidad y en un tipo de falla diferente, se sintió en una amplia zona, hirió a más de 300 personas y destruyó o dañó gravemente más de 10.000 casas. Como se puede ver en la siguiente tabla, esta disparidad de daños causados no se refleja ni en la magnitud del momento (Mw ) ni en la magnitud de la onda superficial (Ms ) . Sólo cuando la magnitud se mide sobre la base de la onda corporal (mb ) o la energía sísmica (M e ) se produce una diferencia comparable a la diferencia en el daño.
Reordenado y adaptado de la Tabla 1 en Choy, Boatwright & Kirby 2001, p. 13. Visto también en IS 3.6 2012, p. 7.
K (de la palabra rusa класс, "clase", en el sentido de categoría [57] ) es una medida de la magnitud de un terremoto en la clase de energía o sistema de clase K , desarrollada en 1955 por sismólogos soviéticos en el remoto Garm ( Tayikistán) . ) región de Asia Central; en su forma revisada todavía se utiliza para terremotos locales y regionales en muchos estados anteriormente alineados con la Unión Soviética (incluida Cuba). Basada en la energía sísmica (K = log E S , en Julios ), la dificultad para implementarla con la tecnología de la época motivó revisiones en 1958 y 1960. La adaptación a las condiciones locales ha dado lugar a diversas escalas K regionales, como K F y KS . _ [58]
Los valores de K son logarítmicos, similares a las magnitudes de estilo Richter, pero tienen una escala y un punto cero diferentes. Los valores de K en el rango de 12 a 15 corresponden aproximadamente a M 4,5 a 6. [59] M(K) , M (K) , o posiblemente M K indica una magnitud M calculada a partir de una clase energética K. [60]
Los terremotos que generan tsunamis generalmente estallan relativamente lentamente, liberando más energía en períodos más largos (frecuencias más bajas) que la que generalmente se usa para medir magnitudes. Cualquier sesgo en la distribución espectral puede resultar en tsunamis más grandes o más pequeños de lo esperado para una magnitud nominal. [61] La escala de magnitud del tsunami, M t , se basa en una correlación realizada por Katsuyuki Abe del momento sísmico del terremoto (M 0 ) con la amplitud de las ondas del tsunami medidas por mareógrafos. [62] Originalmente pensada para estimar la magnitud de terremotos históricos donde faltan datos sísmicos pero existen datos de mareas, la correlación se puede revertir para predecir la altura de las mareas a partir de la magnitud del terremoto. [63] (No debe confundirse con la altura de un maremoto, o run-up , que es un efecto de intensidad controlado por la topografía local.) En condiciones de poco ruido, se pueden predecir ondas de tsunami de tan solo 5 cm, lo que corresponde a un terremoto de M ~6,5. [64]
Otra escala de particular importancia para las alertas de tsunamis es la escala de magnitud del manto, M m . [65] Esto se basa en ondas de Rayleigh que penetran en el manto de la Tierra y pueden determinarse rápidamente y sin un conocimiento completo de otros parámetros como la profundidad del terremoto.
M d designa varias escalas que estiman la magnitud a partir de la duración o longitud de alguna parte del tren de ondas sísmicas. Esto es especialmente útil para medir terremotos locales o regionales, tanto terremotos potentes que podrían hacer que el sismómetro se salga de escala (un problema con los instrumentos analógicos utilizados anteriormente) e impedir la medición de la amplitud máxima de la onda, como terremotos débiles, cuya amplitud máxima no es medido con precisión. Incluso para terremotos distantes, medir la duración del temblor (así como la amplitud) proporciona una mejor medida de la energía total del terremoto. La medición de la duración está incorporada en algunas escalas modernas, como M wpd y mB c . [66]
Las escalas Mc suelen medir la duración o amplitud de una parte de la onda sísmica, la coda . [67] Para distancias cortas (menos de ~100 km), estos pueden proporcionar una estimación rápida de la magnitud antes de que se conozca la ubicación exacta del terremoto. [68]
Las escalas de magnitud generalmente se basan en mediciones instrumentales de algún aspecto de la onda sísmica registrada en un sismograma. Cuando no existen tales registros, las magnitudes pueden estimarse a partir de informes de eventos macrosísmicos descritos mediante escalas de intensidad. [69]
Un método para hacer esto (desarrollado por Beno Gutenberg y Charles Richter en 1942 [70] ) relaciona la intensidad máxima observada (presumiblemente sobre el epicentro), denotada I 0 (I mayúscula con un subíndice cero), con la magnitud. Se ha recomendado que las magnitudes calculadas sobre esta base se denominen Mw ( I 0 ) , [71] , pero a veces se etiquetan con un M ms genérico .
Otro enfoque consiste en hacer un mapa isosísmico que muestre el área sobre la cual se sintió un nivel determinado de intensidad. El tamaño del "área sentida" también puede estar relacionado con la magnitud (basado en el trabajo de Frankel 1994 y Johnston 1996). Si bien la etiqueta recomendada para magnitudes derivadas de esta manera es M 0 (An) , [72] la etiqueta que se ve más comúnmente es M fa . Una variante, M La , adaptada a California y Hawaii, deriva la magnitud local (M L ) del tamaño del área afectada por una intensidad determinada. [73] MI (letra mayúscula " I", que se distingue de la letra minúscula en M i) se ha utilizado para magnitudes de momento estimadas a partir de intensidades isosísmicas calculadas según Johnston 1996. [74]
La velocidad máxima del suelo (PGV) y la aceleración máxima del suelo (PGA) son medidas de la fuerza que provoca temblores destructivos del suelo. [75] En Japón, una red de acelerómetros de movimiento fuerte proporciona datos PGA que permiten la correlación específica del sitio con terremotos de diferente magnitud. Esta correlación se puede invertir para estimar el temblor del suelo en ese sitio debido a un terremoto de una magnitud determinada a una distancia determinada. A partir de esto, se puede preparar un mapa que muestra las áreas de probable daño a los pocos minutos de un terremoto real. [76]
Se han desarrollado o propuesto muchas escalas de magnitud de terremotos, algunas de las cuales nunca obtuvieron una amplia aceptación y permanecieron sólo como referencias oscuras en los catálogos históricos de terremotos. Se han utilizado otras escalas sin un nombre definido, a menudo denominadas "el método de Smith (1965)" (o un lenguaje similar), y los autores revisan a menudo su método. Además de esto, las redes sismológicas varían en la forma en que miden los sismogramas. Cuando se desconocen los detalles de cómo se ha determinado una magnitud, los catálogos especificarán la escala como desconocida (de diversas formas: Unk , Ukn o UK ). En tales casos, la magnitud se considera genérica y aproximada.
Se ha utilizado una etiqueta M h ("magnitud determinada a mano") cuando la magnitud es demasiado pequeña o los datos demasiado pobres (normalmente de equipos analógicos) para determinar una magnitud local, o cuando múltiples impactos o ruido cultural complican los registros. La Red Sísmica del Sur de California utiliza esta "magnitud" cuando los datos no cumplen con los criterios de calidad. [77]
Un caso especial es el catálogo de Sismicidad de la Tierra de Gutenberg y Richter (1954). Aclamado como un hito como catálogo global completo de terremotos con magnitudes calculadas de manera uniforme, [78] nunca publicaron los detalles completos de cómo determinaron esas magnitudes. [79] En consecuencia, mientras algunos catálogos identifican estas magnitudes como MGR , otros utilizan UK ( que significa "método computacional desconocido"). [80] Un estudio posterior encontró que muchos de los valores de M s estaban "considerablemente sobreestimados". [81] Estudios adicionales han encontrado que la mayoría de las magnitudes M GR "son básicamente M s para grandes shocks de menos de 40 km, pero son básicamente mB para grandes shocks a profundidades de 40 a 60 km". [82] Gutenberg y Richter también utilizaron una " M sin subíndice" en cursiva y sin negrita [83] , también utilizada como magnitud genérica y que no debe confundirse con la M en negrita y sin cursiva utilizada para la magnitud de momento , y una "magnitud unificada" m (negrita agregada). [84] Si bien estos términos (con varios ajustes) se utilizaron en artículos científicos en la década de 1970, [85] ahora solo tienen interés histórico. Una "M" mayúscula ordinaria (sin cursiva ni negrita) sin subíndice se utiliza a menudo para referirse a la magnitud de forma genérica, donde el valor exacto o la escala específica utilizada no es importante.