Escalas de magnitud sísmica
Magnitud de un terremoto
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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 categorizan la intensidad o severidad del temblor de tierra (sismo) causado por un terremoto en un lugar determinado. Las magnitudes se determinan generalmente a partir de las 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 fines para los que se utilizan las magnitudes.

Magnitud del terremoto e intensidad del temblor

Mapa isosísmico del terremoto de Illinois de 1968. La distribución irregular de los temblores surge de variaciones en la geología y/o las condiciones del terreno.

La corteza terrestre está sometida a tensiones tectónicas . Cuando estas tensiones son lo suficientemente grandes como para romper la corteza o 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 provocan temblores de tierra.

La magnitud es una estimación del "tamaño" relativo o la fuerza de un terremoto y, por lo tanto, de su potencial para provocar temblores de tierra. Está "aproximadamente relacionada con la energía sísmica liberada". [1]

La intensidad se refiere a la fuerza o intensidad del temblor en un lugar determinado y puede relacionarse con la velocidad máxima del suelo. Con un mapa isosísmico de las intensidades observadas (ver ilustración), la magnitud de un terremoto se puede estimar a partir de la intensidad máxima observada (generalmente, pero no siempre, cerca del epicentro ) y 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 es la condición 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 del temblor. Esta es la razón por la que, en el terremoto de Loma Prieta de 1989 , el distrito de Marina de San Francisco fue una de las áreas más dañadas, aunque estaba a casi 100 km del epicentro. [4] Las estructuras geológicas también fueron significativas, como donde las ondas sísmicas que pasaban por debajo del extremo sur de la bahía de San Francisco se reflejaron en la base de la corteza terrestre hacia San Francisco y Oakland. Un efecto similar canalizó las ondas sísmicas entre las otras fallas principales en el área. [5]

Escalas de magnitud

Sismograma típico. Las ondas P compresivas (que siguen las líneas rojas) –esencialmente el sonido que pasa a través de la roca– son las ondas sísmicas más rápidas y llegan primero, típicamente en unos 10 segundos para un terremoto a unos 50 km de distancia. Las ondas S que se mueven lateralmente (que siguen las líneas verdes) llegan unos segundos después, viajando un poco más de la mitad de la velocidad de las ondas P; el retraso es una indicación directa de la distancia al terremoto. Las ondas S pueden tardar una hora en llegar a un punto a 1000 km de distancia. Ambas son ondas corporales , que pasan directamente a través de la corteza terrestre. Después de las ondas S hay varios tipos de ondas superficiales –ondas Love y ondas Rayleigh– que viajan solo en la superficie de la tierra. Las ondas superficiales son más pequeñas para los terremotos profundos, que tienen menos interacción con la superficie. Para los terremotos poco profundos –menos de unos 60 km de profundidad– las ondas superficiales son más fuertes y pueden durar varios minutos; estas transportan la mayor parte de la energía del terremoto y causan el daño más grave.

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 a través de la cual 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 momento, orientación, amplitud, frecuencia o duración. [7] Se realizan ajustes adicionales para la distancia, el tipo de corteza y las características del sismógrafo que registró el sismograma.

Las distintas escalas de magnitud representan distintas 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, son 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 de medición y ecuaciones para las principales escalas de magnitud, M L  , M s  , mb , mB y mb Lg  . [10]

Escala de magnitud "Richter"

La primera escala para medir magnitudes de terremotos, desarrollada en 1935 por Charles F. Richter y conocida popularmente como escala "Richter", es en realidad laEscala de magnitud local , etiquetada comoML o M L. [ 11] Richter estableció dos características ahora comunes a todas las escalas de magnitud.

  1. En primer lugar, la escala es logarítmica, de modo que cada unidad representa un aumento de diez veces en la amplitud de las ondas sísmicas. [12] Como la energía de una onda es proporcional a A 1,5 , donde A denota la amplitud, cada unidad de magnitud representa un aumento de 10 1,5 ≈32 veces en la energía sísmica (fuerza) de un terremoto. [13]
  2. En segundo lugar, Richter definió arbitrariamente el punto cero de la escala como el punto en el que un terremoto a una distancia de 100 km produce un desplazamiento horizontal máximo de 0,001 milímetros (1 μm o 0,00004 pulgadas) en un sismograma registrado con un sismógrafo de torsión Wood-Anderson . [14] Las escalas de magnitud posteriores se calibran para que estén aproximadamente de acuerdo con la escala "Richter" (local) original alrededor de la magnitud 6. [15]

Todas las magnitudes "locales" (ML) se basan en la amplitud máxima del temblor de tierra, sin distinguir las diferentes ondas sísmicas. Subestiman la fuerza:

  • de terremotos distantes (más de ~600 km) debido a la atenuación de las ondas S,
  • de terremotos profundos porque las ondas superficiales son más pequeñas y
  • de terremotos fuertes (superiores a M ~7) porque no tienen en cuenta la duración del temblor.

La escala original "Richter", desarrollada en el contexto geológico del sur de California y Nevada, resultó posteriormente inexacta para los terremotos en las partes central y oriental del continente (en todas partes al este de las Montañas Rocosas ) debido a las diferencias en la corteza continental. [16] Todos estos problemas motivaron el desarrollo de otras escalas.

La mayoría de las autoridades sismológicas, como el Servicio Geológico de los Estados Unidos , informan los terremotos de magnitudes superiores a 4,0 como magnitud de momento (por debajo), que la prensa describe como "magnitud de Richter". [17]

Otras escalas de magnitud “locales”

La escala "local" original de Richter se ha adaptado para otras localidades. Estas pueden etiquetarse como "ML", o con una " l" minúscula, M ol M [ l18] (no debe confundirse con la escala rusa de ondas superficiales MLH [19] ). Que los valores sean comparables depende de que se hayan determinado adecuadamente las condiciones locales y de que se haya ajustado adecuadamente la fórmula [20] .

Escala de magnitud de la Agencia Meteorológica de Japón

En Japón, para terremotos poco profundos (profundidad < 60 km) dentro de los 600 km, la Agencia Meteorológica Japonesa calcula [21] una magnitud etiquetada como MJMA , M JMA o M.J (Estas 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 Shindo ). Las magnitudes JMA se basan (como es típico con las escalas locales) en la amplitud máxima del 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.

Escalas de magnitud de ondas corporales

Las ondas de cuerpo están formadas por ondas P, que son las primeras en llegar (véase el sismograma), ondas S o reflexiones de cualquiera de ellas. Las ondas de cuerpo se propagan directamente a través de la roca. [24]

Escala mB

La "magnitud de onda corporal" original - mB o mB ( 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 más pequeños que aproximadamente M 5.5. [26] El uso de mB como se definió originalmente ha sido abandonado en gran medida [27] , ahora reemplazado por la escala estandarizada mB BB  . [28]

escala mb

La escala mb o m b (m y b minúsculas) 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 Estandarizada de Sismógrafos (WWSSN); el período corto mejora la detección de eventos más pequeños y discrimina mejor entre terremotos tectónicos y explosiones nucleares subterráneas. [30]

La medición de mb ha cambiado varias veces. [31] Como lo definió originalmente Gutenberg (1945c), m b se basaba en la amplitud máxima de las ondas en los primeros 10 segundos o más. Sin embargo, la longitud del período influye en la magnitud obtenida. La práctica temprana de USGS/NEIC era medir mb en el primer segundo (solo las primeras ondas P [32] ), pero desde 1978 miden los primeros veinte segundos. [33] La práctica moderna es medir la escala mb de período corto en menos de tres segundos, mientras que la escala BB de banda ancha mB  se mide en períodos de hasta 30 segundos. [34]

megabytegrandeescala

Las diferencias en la corteza que subyace a América del Norte al este de las Montañas Rocosas hacen que esa zona sea más sensible a los terremotos. Aquí se muestra: el terremoto de New Madrid de 1895 , de magnitud ~6, se sintió en la mayor parte del centro de EE. UU., mientras que el terremoto de Northridge de 1994 , aunque casi diez veces más fuerte, de magnitud 6,7, se sintió solo en el sur de California. De la hoja informativa 017–03 del USGS.

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 M L original no podía manejar: toda América del Norte al este de las Montañas Rocosas . La escala M L fue desarrollada en el sur de California, que se encuentra sobre bloques de corteza oceánica, típicamente basalto o roca sedimentaria, que se han acretado al continente. Al este de las Montañas Rocosas, el continente es un cratón , una masa gruesa y en gran parte estable de corteza continental que es en gran parte granito , una roca más dura con diferentes características sísmicas. En esta área, la escala M L arroja resultados anómalos para terremotos que, según otras medidas, parecían equivalentes a los terremotos en California.

Nuttli resolvió esto midiendo la amplitud de las ondas Lg de período corto (~1 s), [35] una forma compleja de la onda Love que, aunque es una onda superficial, encontró que proporcionaba un resultado más relacionado con la escala mb que con la escala M s   . [36] 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 Mb Lg se usa a menudo en áreas de corteza continental estable; es especialmente útil para detectar explosiones nucleares subterráneas. [37]

Escalas de magnitud de ondas superficiales

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] En el caso de los terremotos poco profundos, las ondas superficiales transportan 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 de magnitud de las ondas superficiales, denominada de diversas formas como Ms , M S y M s , 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 "alrededor de 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 etiquetada como M Sn , [42] mide solo las ondas del primer segundo.

En 1962 se propuso una modificación, la "fórmula Moscú-Praga", que fue recomendada por la IASPEI 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 , M s (BB) ) mide la mayor amplitud de velocidad en el tren de ondas de Rayleigh para períodos de hasta 60 segundos. [44] La escala M S7 utilizada en China es una variante de 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]

Escalas de magnitud de momento y magnitud de energía

Otras escalas de magnitud se basan en aspectos de las ondas sísmicas que sólo reflejan de forma indirecta e incompleta la fuerza de un terremoto, implican otros factores y, por lo general, están limitadas en algún aspecto de la magnitud, la profundidad focal o la distancia. La escala de magnitud de momento -Mw o M w- 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 más allá de otro parche 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 , M i y M wpd , todas ellas 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 en relación con la energía total. [50] Sin embargo, se basa en un modelo simple de ruptura y en ciertas suposiciones simplificadoras; 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 por M w,   se disipa como fricción (lo que produce un 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 según el mecanismo focal y el entorno tectónico; [54] M e   y M w   para terremotos muy similares pueden diferir en hasta 1,4 unidades. [55]

A pesar de la utilidad de la escala M e   , no se utiliza generalmente debido a las dificultades para estimar la energía sísmica radiada. [56]

Dos terremotos con grandes diferencias en los daños causados

En 1997 hubo dos grandes terremotos en la costa de Chile. La magnitud del primero, en julio, se estimó en M w  6,9, pero apenas se sintió y sólo en tres lugares. En octubre, un terremoto de M w  7,1 en casi el mismo lugar, pero el doble de profundo 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 tabla siguiente, esta disparidad de daños causados ​​no se refleja ni en la magnitud del momento (M w  ) ni en la magnitud de la onda superficial (M s  ). Sólo cuando la magnitud se mide sobre la base de la onda interna (mb ) o la energía sísmica (M e  ) hay una diferencia comparable a la diferencia en los daños.

FechaCódigo ISC #Lat.Largo.ProfundidadDañoEM​ M y megabyte A mí Tipo de falla
0 6 de julio de 19971035633-30,06−71,8723 kilómetrosApenas se sintió6.56.95.86.1empuje entre placas
15 de octubre de 19971047434-30,93-71,2258 kilómetrosExtenso6.87.16.87.5intralosa-normal
Diferencia:0.30,21.01.4

Reorganizado y adaptado de la Tabla 1 en Choy, Boatwright y Kirby 2001, pág. 13. Véase también en IS 3.6 2012, pág. 7.

Clase energética (K-escala de clase)

K (de la palabra rusa класс, 'clase', en el sentido de una categoría [57] ) es una medida de magnitud de terremoto en el sistema de clase energética o clase K , desarrollado en 1955 por sismólogos soviéticos en la remota región de Garm ( Tayikistán ) 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). Basado en la energía sísmica (K = log E S , en julios ), la dificultad para implementarlo utilizando la tecnología de la época llevó a revisiones en 1958 y 1960. La adaptación a las condiciones locales ha llevado a varias escalas K regionales, como K F y K S . [58]

Los valores K son logarítmicos, similares a las magnitudes de estilo Richter, pero tienen una escala y un punto cero diferentes. Los valores 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 de energía K. [60]

Escalas de magnitud de los tsunamis

Los terremotos que generan tsunamis generalmente se rompen con relativa lentitud, liberando más energía en períodos más largos (frecuencias más bajas) que las que se usan generalmente para medir magnitudes. Cualquier sesgo en la distribución espectral puede resultar en tsunamis más grandes o más pequeños que lo esperado para una magnitud nominal. [61] La escala de magnitud de tsunami, M t , se basa en una correlación de Katsuyuki Abe del momento sísmico del terremoto (M 0  ) con la amplitud de las olas 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 invertir para predecir la altura de la marea 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 olas 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 tsunami es la escala de magnitud del manto, M m . [65] Esta se basa en ondas de Rayleigh que penetran en el manto de la Tierra, y se pueden determinar rápidamente y sin conocimiento completo de otros parámetros como la profundidad del terremoto.

Escalas de duración y magnitud de coda

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 onda, como terremotos débiles, cuya amplitud máxima no se mide 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 M c suelen medir la duración o amplitud de una parte de la onda sísmica, la coda . [67] Para distancias cortas (menos de ~100 km) pueden proporcionar una estimación rápida de la magnitud antes de que se conozca la ubicación exacta del terremoto. [68]

Escalas de magnitud macrosísmica

Las escalas de magnitud generalmente se basan en mediciones instrumentales de algún aspecto de la onda sísmica tal como se registra en un sismograma. Cuando no existen tales registros, las magnitudes se pueden estimar a partir de informes de los eventos macrosísmicos, como los descritos por las 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 cero como subíndice), con la magnitud. Se ha recomendado que las magnitudes calculadas sobre esta base se etiqueten como M w (I 0 ) , [71] pero a veces se etiquetan con un M ms más genérico .

Otro enfoque consiste en elaborar un mapa isosísmico que muestre el área sobre la que se sintió un nivel de intensidad determinado. El tamaño del "área sentida" también puede estar relacionado con la magnitud (según el trabajo de Frankel 1994 y Johnston 1996). Si bien la etiqueta recomendada para las magnitudes derivadas de esta manera es M 0 (An) , [72] la etiqueta más común es M fa . [73] Una variante, M La , adaptada a California y Hawai, deriva la magnitud local (M L ) a partir del tamaño del área afectada por una intensidad dada. [74] M I(letra mayúscula " I", que se distingue de la letra minúscula en M i) se ha utilizado para las magnitudes de momento estimadas a partir de intensidades isosísmicas calculadas según Johnston 1996. [75]

La velocidad máxima del suelo (PGV) y la aceleración máxima del suelo (PGA) son medidas de la fuerza que provoca temblores destructivos en el suelo. [76] En Japón, una red de acelerómetros de movimiento fuerte proporciona datos de PGA que permiten establecer una correlación específica del sitio con terremotos de distinta magnitud. Esta correlación se puede invertir para estimar el temblor del suelo en ese sitio debido a un terremoto de una magnitud dada a una distancia dada. A partir de esto, se puede preparar un mapa que muestre las áreas de probable daño en cuestión de minutos después de que se produzca un terremoto. [77]

Otras escalas de magnitud

Se han desarrollado o propuesto muchas escalas de magnitud de terremotos, algunas de las cuales nunca obtuvieron una amplia aceptación y permanecieron solo 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 a menudo revisan 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" (diversas veces 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 son demasiado deficientes (normalmente de equipos analógicos) para determinar una magnitud local, o cuando múltiples choques o el ruido cultural complican los registros. La Red Sísmica del Sur de California utiliza esta "magnitud" cuando los datos no cumplen los criterios de calidad. [78]

Un caso especial es el catálogo de Sismicidad de la Tierra de Gutenberg y Richter (1954). Aclamado como un hito como un catálogo global completo de terremotos con magnitudes calculadas uniformemente, [79] nunca publicaron los detalles completos de cómo determinaron esas magnitudes. [80] En consecuencia, mientras que algunos catálogos identifican estas magnitudes como M GR , otros usan UK (que significa "método computacional desconocido"). [81] Un estudio posterior encontró que muchos de los valores de M s   estaban "considerablemente sobreestimados". [82] Un estudio posterior ha encontrado que la mayoría de las magnitudes de M GR   "son básicamente M s   para grandes choques a menos de 40 km, pero son básicamente mB para grandes choques a profundidades de 40-60 km". [83] Gutenberg y Richter también utilizaron una M cursiva, sin negrita, sin subíndice [84] –también utilizada como magnitud genérica, y que no debe confundirse con la M en negrita, sin cursiva, utilizada para la magnitud del momento– y una "magnitud unificada" m (negrita añadida). [85] Si bien estos términos (con varios ajustes) se utilizaron en artículos científicos hasta la década de 1970, [86] ahora solo tienen interés histórico. Una "M" mayúscula ordinaria (sin cursiva, sin negrita) sin subíndice se utiliza a menudo para referirse a la magnitud de forma genérica, donde un valor exacto o la escala específica utilizada no son importantes.

Véase también

Citas

  1. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 37. La relación entre la magnitud y la energía liberada es complicada. Véase §3.1.2.5 y §3.3.3 para más detalles.
  2. ^ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, §3.1.2.1.
  3. ^ Bolt 1993, pág. 164 y siguientes.
  4. ^ Bolt 1993, págs. 170-171.
  5. ^ Bolt 1993, pág. 170.
  6. ^ Véase Bolt 1993, capítulos 2 y 3, para una explicación muy fácil de leer de estas ondas y su interpretación. La descripción de las ondas sísmicas de JR Kayal se puede encontrar aquí.
  7. ^ Véase Havskov & Ottemöller 2009, §1.4, págs. 20-21, para una breve explicación, o MNSOP-2 EX 3.1 2012 para una descripción técnica.
  8. ^ Chung y Bernreuter 1980, pág. 1.
  9. ^ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, pag. 18.
  10. ^ IASPEI IS 3.3 2014, págs. 2–3.
  11. ^ Kanamori 1983, pág. 187.
  12. ^ Richter 1935, pág. 7.
  13. ^ Spence, Sipkin y Choy 1989, pág. 61.
  14. ^ Richter 1935, págs. 5; Chung y Bernreuter 1980, pág. 10. Posteriormente redefinido por Hutton y Boore 1987 como 10 mm de movimiento por un  terremoto M L 3 a 17 km.
  15. ^ Chung y Bernreuter 1980, pág. 1; Kanamori 1983, pág. 187, figura 2.
  16. ^ Chung y Bernreuter 1980, pág. ix.
  17. ^ La "Política de magnitud de terremotos del USGS" para informar al público sobre la magnitud de los terremotos, tal como la formuló el Grupo de trabajo sobre magnitud de terremotos del USGS , se implementó el 18 de enero de 2002 y se publicó en https://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php. Desde entonces, se ha eliminado; hay una copia archivada en Wayback Machine y la parte esencial se puede encontrar aquí.
  18. ^ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, §3.2.4, p. 59.
  19. ^ Rautian y Leith 2002, págs.158, 162.
  20. ^ Consulte la hoja de datos 3.1 en NMSOP-2 archivada el 4 de agosto de 2019 en Wayback Machine para obtener una compilación parcial y referencias.
  21. ^ Katsumata 1996; Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, §3.2.4.7, p. 78; Doi 2010.
  22. ^ Bormann y Saul 2009, pág. 2478.
  23. ^ Véase también la figura 3.70 en NMSOP-2.
  24. ^ Havskov y Ottemöller 2009, pág. 17.
  25. ^ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, pag. 37; Havskov y Ottemöller 2009, §6.5. Véase también Abe 1981.
  26. ^ Havskov y Ottemöller 2009, pág. 191.
  27. ^ Bormann y Saul 2009, pág. 2482.
  28. ^ MNSOP-2/IASPEI IS 3.3 2014, §4.2, págs. 15–16.
  29. ^ Kanamori 1983, págs.189, 196; Chung y Bernreuter 1980, pág. 5.
  30. ^ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, págs. 37, 39; Bolt (1993, págs. 88-93) examina esto en profundidad.
  31. ^ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, pag. 103.
  32. ^ IASPEI IS 3.3 2014, pág. 18.
  33. ^ Nuttli 1983, pag. 104; Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, pág. 103.
  34. ^ IASPEI/NMSOP-2 IS 3.2 2013, pág. 8.
  35. ^ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, §3.2.4.4. El subíndice "g" se refiere a la capa granítica a través de la cual se propagan las ondas L g. Chen y Pomeroy 1980, pág. 4. Véase también JR Kayal, "Ondas sísmicas y ubicación de terremotos", aquí, página 5.
  36. ^ Nuttli 1973, pág. 881.
  37. ^ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013, §3.2.4.4.
  38. ^ Havskov & Ottemöller 2009, págs. 17-19. Véase especialmente la figura 1-10.
  39. ^ Gutenberg 1945a; basado en el trabajo de Gutenberg y Richter 1936.
  40. ^ Gutenberg 1945a.
  41. ^ Kanamori 1983, pág. 187.
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