Diferencia entre revisiones de «Escalas de magnitud sísmica»

Desde 2005, la Asociación Internacional de Sismología y Física del Interior de la Tierra (IASPEI) ha estandarizado los procedimientos de medición y las ecuaciones para las principales escalas de magnitud, ML, Ms, mb, mB y mbLg.

 

La primera escala para medir magnitudes sísmicas, desarrollada en 1935 por Charles F. Richter y popularmente conocida como la escala "Richter", es en realidad la escala de magnitud local, etiqueta ML o ML. Richter estableció dos características ahora comunes a todas las escalas de magnitud. En primer lugar, la escala es logarítmica, por lo que cada unidad representa un aumento de diez veces en la amplitud de las ondas sísmicas. Como la energía de una onda es 101.5 veces su amplitud, cada unidad de magnitud representa un incremento de 32 veces en la energía (fuerza) de un terremoto. 

 

La mayoría de las autoridades sismológicas, como el Servicio Geológico de los Estados Unidos, informa magnitudes de terremotos por encima de 4.0 como magnitud de momento (abajo), que la prensa describe como "magnitud de Richter".  

 

La escala "local" original de Richter se ha adaptado para otras localidades. Estos pueden etiquetarse como "ML", o con una "l" minúscula, ya sea Ml o Ml. (No debe confundirse con la escala rusa MLH de onda de superficie.) El que los valores sean comparables depende de si las condiciones locales se han determinado adecuadamente o si la fórmula se ha ajustado adecuadamente.

 

En Japón, para terremotos poco profundos (profundidad <60 km) dentro de los 600 km, la Agencia Meteorológica japonesa calcula una magnitud denominada MJMA, MJMA o MJ. (No deben confundirse con las magnitudes de momento calculadas por JMA, que se denominan Mw (JMA) o M (JMA), ni con la escala de intensidad de Shindo). Las magnitudes de JMA se basan (como las típicas con escalas locales) en la amplitud máxima del movimiento de tierra; ellos concuerdan "bastante bien" con la magnitud del momento sísmico Mw en el rango de 4.5 a 7.5, pero subestiman magnitudes mayores. 

 

Las ondas corporales consisten en ondas P que son las primeras en llegar (ver sismograma), o ondas S, o reflexiones de cualquiera de ellas. Las ondas corporales viajan directamente a través de la roca.  

 

La medición de mb ha cambiado varias veces. Como fue originalmente definido por Gutenberg (1945c), mb 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 de USGS / NEIC fue medir mb en el primer segundo (solo las primeras pocas ondas P), pero desde 1978 miden los primeros veinte segundos. La práctica moderna es medir la escala mb de corto período a menos de tres segundos, mientras que la escala mBBB de banda ancha se mide en periodos de hasta 30 segundos.   

 

[[Archivo:USGS-FS017-03_madrid.jpg|miniaturadeimagen|Las diferencias en la corteza subyacente de América del Norte al este de las Montañas Rocosas hacen que esa área sea más sensible a los terremotos. Aquí se muestra: el terremoto de 1895 en Nueva Madrid, M ~ 6, se sintió en la mayoría de los EE. UU. Centrales, mientras que el terremoto de 1994 en Northridge, aunque casi diez veces más fuerte en M 6.7, solo se sintió en el sur de California. De USGS Fact Sheet 017-03.]]

La escala regional mbLg, también denominada mb_Lg, mbLg, MLg (USGS), Mn y mN, fue desarrollada por Nuttli (1973) para un problema que la escala original de ML no podía manejar: toda Norteamérica al este de las Montañas Rocosas. La escala ML se desarrolló en el sur de California, que se encuentra en bloques de corteza oceánica, típicamente roca basáltica o sedimentaria, que se han acumulado en el continente. Al este de las Rocosas, el continente es un cratón, una masa gruesa y estable en gran parte de la corteza continental que es en gran parte de granito, una roca más dura con diferentes características sísmicas. En esta área, la escala ML da resultados anómalos para terremotos que por otras medidas parecían equivalentes a temblores en California.   

Nuttli resolvió esto midiendo la amplitud de las ondas Lg de período corto (~ 1 seg), una forma compleja de la onda de Love que, aunque era una onda de superficie, encontró un resultado relacionado más estrechamente con la escala mb que la escala Ms. Las ondas Lg se atenúan rápidamente a lo largo de cualquier camino oceánico, pero se propagan bien a través de la corteza continental granítica, y el MbLg se usa a menudo en áreas de corteza continental estable; es especialmente útil para detectar explosiones nucleares subterráneas.

 

Las ondas superficiales se propagan a lo largo de la superficie de la Tierra, y son principalmente ondas Rayleigh u ondas Love. Para los terremotos poco profundos, las ondas superficiales llevan la mayor parte de la energía del terremoto y son las más destructivas. Los terremotos más profundos, que tienen menos interacción con la superficie, producen ondas superficiales más débiles.  

 

La escala MLH utilizada en algunas partes de Rusia es en realidad una magnitud de onda de superficie.  

 

Otras escalas de magnitud se basan en aspectos de ondas sísmicas que solo reflejan de forma indirecta e incompleta la fuerza de un terremoto, involucran otros factores y generalmente son limitados en algún aspecto de magnitud, profundidad focal o distancia. La escala de magnitud de momento - Mw o Mw - desarrollada por Kanamori (1977) y Hanks & Kanamori (1979), se basa en el momento sísmico de un terremoto, M0, una medida de cuánto "trabajo" hace un terremoto al deslizar un trozo de roca más allá de otra roca El momento sísmico se mide en Newton-metros (N • m o Nm) en el sistema de medición SI, o dine-centímetros (dyn-cm) en el sistema CGS anterior. En el caso más simple, el momento se puede calcular conociendo solo la cantidad de deslizamiento, el área de la superficie rota o resbaladiza, y un factor de la resistencia o fricción encontrada. Estos factores se pueden estimar para una falla existente para determinar la magnitud de terremotos pasados, o lo que podría anticiparse para el futuro. 

 

A pesar de la utilidad de la escala Me, generalmente no se usa debido a las dificultades para estimar la energía sísmica radiada.  <div style="border: 1px solid rgb(0, 80, 0); margin: 2em; padding: 1em;" class="">Dos terremotos que difieren mucho en el daño hecho <br />En 1997 hubo dos grandes terremotos en la costa de Chile. La magnitud de la primera, en julio, se estimó en Mw 6.9, pero apenas se sintió, y solo en tres lugares. En octubre, un temblor de Mw 7.1 en casi el mismo lugar, pero dos veces más profundo y en un tipo diferente de falla, se sintió en una amplia área, hirió a más de 300 personas y destruyó o dañó gravemente más de 10,000 casas. Como se puede ver en la tabla siguiente, esta disparidad de daño no se refleja ni en la magnitud del momento (Mw) ni en la magnitud de la onda corporal (mb). Solo cuando la magnitud se mide sobre la base de la onda de superficie (Ms) o la energía sísmica (Me) hay una diferencia comparable a la diferencia de daño.  <br /></div>

 

K (de la palabra rusa класс, "clase", en el sentido de una categoría) es una medida de magnitud sísmica en la clase de energía o sistema de clase K, desarrollada en 1955 por los sismólogos soviéticos en la remota región de Garm (Tadjikistan) de Asia Central; en forma revisada, todavía se usa para terremotos locales y regionales en muchos estados anteriormente alineados con la Unión Soviética (incluida Cuba). En base a la energía sísmica (K = log ES, en Joules), la dificultad para implementarla utilizando la tecnología de la época condujo a revisiones en 1958 y 1960. La adaptación a las condiciones locales ha llevado a diversas escalas K regionales, como KF y KS.   

 

Los valores de K son logarítmicos, similares a las magnitudes de Richter, pero tienen un escalamiento y un punto cero diferentes. Los valores de K en el rango de 12 a 15 corresponden aproximadamente a M 4.5 a 6. M (K), M (K) o posiblemente MK indican una magnitud M calculada a partir de una clase de energía K.   

 

Los terremotos que generan tsunamis generalmente se rompen con relativa lentitud, produciendo más energía en periodos más largos (frecuencias más bajas) que los que generalmente se usan para medir magnitudes. Cualquier sesgo en la distribución espectral puede provocar tsunamis más grandes o más pequeños de lo esperado para una magnitud nominal. La escala de magnitud del tsunami, Mt, se basa en una correlación entre Katsuyuki Abe y el momento sísmico del terremoto (M0) con la amplitud de las olas del tsunami medido por los mareógrafos. Originalmente destinado a estimar la magnitud de los terremotos históricos donde faltan datos sísmicos pero existen datos de mareas, la correlación se puede revertir para predecir la altura de la marea a partir de la magnitud del terremoto. (No debe confundirse con la altura de un maremoto, o un período previo, que es un efecto de intensidad controlado por la topografía local.) En condiciones de poco ruido, se pueden predecir olas de tsunami de hasta 5 cm, lo que corresponde a un terremoto de M ~ 6.5.   

 

Otra escala de particular importancia para las advertencias de tsunami es la escala de magnitud del manto, Mm. Esto se basa en las 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.

 

Md designa varias escalas que estiman la magnitud de la duración o la longitud de una parte del tren de ondas sísmicas. Esto es especialmente útil para medir terremotos locales o regionales, tanto terremotos potentes que pueden llevar el sismómetro fuera de escala (un problema con los instrumentos analógicos utilizados anteriormente) y prevenir la medición de la amplitud máxima de onda y los terremotos débiles, cuya amplitud máxima no es medido con precisión. Incluso para terremotos distantes, medir la duración de la sacudida (así como la amplitud) proporciona una mejor medida de la energía total del terremoto. La medición de la duración se incorpora en algunas escalas modernas, como Mwpd y mBc.

 

Las escalas Mc generalmente miden la duración o la amplitud de una parte de la onda sísmica, la coda. Para distancias cortas (menos de ~ 100 km), estas pueden proporcionar una estimación rápida de la magnitud antes de que se conozca la ubicación exacta del terremoto. 

 

Las escalas de magnitud generalmente se basan en la medición instrumental de algún aspecto de la onda sísmica según se registra en un sismograma. Donde tales registros no existen, las magnitudes se pueden estimar a partir de informes de eventos macrosísmicos tales como los descritos por escalas de intensidad. 

 

La velocidad máxima de tierra (PGV) y la aceleración de masa máxima (PGA) son medidas de la fuerza que causa temblores de tierra destructivos. En Japón, una red de acelerómetros de movimiento fuerte proporciona datos de PGA que permiten la correlación específica del sitio con terremotos de magnitud diferente. Esta correlación se puede invertir para estimar la sacudida del suelo en ese sitio debido a un terremoto de una magnitud dada a una distancia determinada. A partir de este, se puede preparar un mapa que muestre las áreas de posible daño en minutos de un terremoto real.    

 

Se han desarrollado o propuesto muchas escalas de magnitud de terremotos, y algunas nunca obtuvieron amplia aceptación y permanecieron solo como referencias oscuras en catálogos históricos de terremotos. Se han utilizado otras escalas sin un nombre definido, a menudo denominado "el método de Smith (1965)" (o un lenguaje similar), y los autores a menudo revisan su método. Además de esto, las redes sismológicas varían según cómo miden los sismogramas. Donde los detalles de cómo se ha determinado una magnitud son catálogos desconocidos, se especificará la escala como desconocida (diversamente Unk, Ukn o UK). En tales casos, la magnitud se considera genérica y aproximada.