En sismología , un mapa isosísmico se utiliza para mostrar líneas de contorno de intensidad sísmica igualmente sentida, generalmente medidas en la escala Mercalli modificada . Estos mapas ayudan a identificar epicentros de terremotos , particularmente donde no existen registros instrumentales , como en el caso de terremotos históricos . También contienen información importante sobre las condiciones del suelo en ubicaciones particulares, la geología subyacente , el patrón de radiación de las ondas sísmicas y la respuesta de diferentes tipos de edificios. Forman una parte importante del enfoque macrosísmico, es decir, la parte de la sismología que trata con datos no instrumentales. La forma y el tamaño de las regiones isosísmicas se pueden utilizar para ayudar a determinar la magnitud , la profundidad focal y el mecanismo focal de un terremoto. [1] [2]
El primer mapa isosísmico conocido fue elaborado para el terremoto de 1810 en Mór , Hungría , y publicado por Kitaibel y Tomtsányi en 1814. [3] La primera escala de intensidad de seis niveles fue propuesta por Egen en 1828 para un terremoto en Renania . [4] [5] Robert Mallet acuñó el término "isosísmico" y elaboró un mapa para el terremoto de Basilicata de 1857 con una escala de intensidad triple y utilizó esta y otra información para identificar el área epicentral (un término que también acuñó). [6] Estudios posteriores hicieron uso de técnicas similares, siendo los principales cambios en la escala de intensidad sísmica real empleada.
En primer lugar, es necesario obtener observaciones de la intensidad percibida en todas las zonas afectadas por el temblor. En el caso de terremotos recientes, los informes de noticias se complementan enviando cuestionarios o recopilando información en línea sobre la intensidad del temblor. En el caso de un terremoto histórico, el procedimiento es muy similar, excepto que se requiere buscar en relatos contemporáneos en periódicos, cartas, diarios, etc. Una vez que se ha reunido la información y se han asignado intensidades en la ubicación de las observaciones individuales, se trazan en un mapa. Luego se dibujan líneas isosísmicas para unir las áreas de temblor igual. Debido a las variaciones locales en las condiciones del terreno, las líneas isosísmicas generalmente separan zonas de intensidad percibida similar en términos generales, al tiempo que contienen áreas de grados de temblor más altos y más bajos. [1] Para hacer que las líneas isosísmicas sean menos subjetivas, se han hecho intentos de utilizar métodos informáticos de contorneado, como el kriging , en lugar de confiar en la interpolación visual . [2] [7]
En la mayoría de los terremotos, los isosísmicos definen una única zona clara de máxima intensidad, que se conoce como zona epicentral o meizosísmica. [8] En algunos terremotos, existe más de un máximo debido al efecto de las condiciones del terreno o complejidades en la propagación de la ruptura, por lo que se requiere otra información para identificar el área que contiene el epicentro.
La magnitud de un terremoto se puede estimar midiendo el área afectada por un nivel de intensidad III o superior en km2 y tomando el logaritmo. [1] Una estimación más precisa se basa en el desarrollo de funciones de calibración regional derivadas utilizando muchos radios isosísmicos. [7] Estos enfoques permiten estimar magnitudes para terremotos históricos.
La profundidad del hipocentro se puede estimar comparando los tamaños de diferentes áreas isosímicas. En terremotos superficiales, las líneas están muy juntas, mientras que en eventos profundos las líneas están más separadas. [9]
Los mecanismos focales se calculan rutinariamente utilizando datos telesísmicos, pero sigue existiendo una ambigüedad, ya que siempre son posibles dos planos de falla potenciales. La forma de las áreas de mayor intensidad generalmente se alarga a lo largo de la dirección del plano de falla activo.
Debido a la historia relativamente larga de observaciones de intensidad macrosísmica (que a veces se remonta a muchos siglos en algunas regiones), los mapas isosísmicos se pueden utilizar para probar las evaluaciones de riesgo sísmico comparando la frecuencia temporal esperada de diferentes niveles de intensidad, suponiendo que una evaluación es verdadera y la tasa de excedencia observada. [10]