Escala de Richter

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Terremotos
Tipos Choque principal Premonición Réplica Estocada ciega Doblete Interplaca Intraplaca Megaempuje Activado remotamente Lento Submarino Supercizallamiento Tsunami Enjambre de terremotos
Causas Movimiento de falla Vulcanismo Sismicidad inducida
Características Epicentro Distancia epicentral Hipocentro Zona de sombra Ondas sísmicas Onda P Onda S
Medición Sismómetro Escalas de magnitud sísmica Escalas de intensidad sísmica
Predicción Comité Coordinador de Predicción de Terremotos Pronóstico
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La escala de Richter ^[1] ( / ˈ r ɪ k t ər / ), también llamada escala de magnitud de Richter , escala de magnitud de Richter y escala de Gutenberg-Richter , ^[2] es una medida de la fuerza de los terremotos , desarrollada por Charles Richter en colaboración con Beno Gutenberg , y presentada en el artículo de referencia de Richter de 1935, donde la llamó "escala de magnitud".  [ ^3] Esta fue revisada más tarde y renombrada como escala de magnitud local , denotada como ML o M _L. ^[4]

Debido a varias deficiencias de la escala original M _L   , la mayoría de las autoridades sismológicas ahora utilizan otras escalas similares, como la escala de magnitud de momento (M _w  ) para informar las magnitudes de los terremotos, pero gran parte de los medios de comunicación todavía se refieren erróneamente a estas como magnitudes "Richter". Todas las escalas de magnitud conservan el carácter logarítmico de la original y se escalan para tener valores numéricos aproximadamente comparables (normalmente en la mitad de la escala). Debido a la variación en los terremotos, es esencial entender que la escala Richter utiliza logaritmos comunes simplemente para hacer que las mediciones sean manejables (es decir, un terremoto de magnitud 3 factoriza 10³ mientras que un terremoto de magnitud 5 factoriza 10 ⁵ y tiene lecturas sismométricas 100 veces mayores). ^[5]

La magnitud de Richter de un terremoto se determina a partir del logaritmo de la amplitud de las ondas registradas por los sismógrafos. Se incluyen ajustes para compensar la variación en la distancia entre los distintos sismógrafos y el epicentro del terremoto. La fórmula original es: ^[6]

$${\displaystyle M_{\mathrm {L} }=\log _{10}A-\log _{10}A_{\mathrm {0} }(\delta )=\log _{10}[A/A_{ \mathrm {0} }(\delta )],\ }$$

donde A es la excursión máxima del sismógrafo Wood-Anderson , la función empírica A ₀ depende únicamente de la distancia epicentral de la estación, . En la práctica, las lecturas de todas las estaciones de observación se promedian después del ajuste con correcciones específicas de la estación para obtener el   valor M _L. ^[6]${\estilo de visualización \delta}$

Debido a la base logarítmica de la escala, cada aumento de magnitud de un número entero representa un aumento de diez veces en la amplitud medida. En términos de energía, cada aumento de un número entero corresponde a un aumento de aproximadamente 31,6 veces la cantidad de energía liberada, y cada aumento de 0,2 corresponde aproximadamente a una duplicación de la energía liberada.

Los eventos con magnitudes superiores a 4,5 son lo suficientemente fuertes como para ser registrados por un sismógrafo en cualquier parte del mundo, siempre que sus sensores no estén ubicados en la sombra del terremoto . ^{[7] [8] [9]}

A continuación se describen los efectos típicos de terremotos de diversas magnitudes cerca del epicentro. ^[10] Los valores son típicos y pueden no ser exactos en un evento futuro porque la intensidad y los efectos del suelo dependen no solo de la magnitud sino también de (1) la distancia al epicentro, (2) la profundidad del foco del terremoto debajo del epicentro, (3) la ubicación del epicentro y (4) las condiciones geológicas .

( Basado en documentos del Servicio Geológico de Estados Unidos. ) ^[14]

La intensidad y el número de muertos dependen de varios factores (profundidad del terremoto, ubicación del epicentro y densidad de población, por nombrar algunos) y pueden variar ampliamente.

Cada año se producen millones de terremotos menores en todo el mundo, lo que equivale a cientos cada hora todos los días. ^[15] Por otro lado, los terremotos de magnitud ≥8,0 ocurren aproximadamente una vez al año, en promedio. ^[15] El terremoto más grande registrado fue el Gran Terremoto de Chile del 22 de mayo de 1960, que tuvo una magnitud de 9,5 en la escala de magnitud de momento . ^[16]

La sismóloga Susan Hough ha sugerido que un terremoto de magnitud 10 puede representar un límite superior muy aproximado de lo que son capaces de hacer las zonas tectónicas de la Tierra, lo que sería el resultado de la ruptura conjunta del mayor cinturón continuo de fallas conocido (a lo largo de la costa del Pacífico de las Américas). ^[17] Una investigación de la Universidad de Tohoku en Japón descubrió que un terremoto de magnitud 10 era teóricamente posible si un total de 3.000 kilómetros (1.900 millas) de fallas desde la fosa de Japón hasta la fosa de Kuril-Kamchatka se rompieran juntas y se desplazaran 60 metros (200 pies) (o si ocurriera una ruptura similar a gran escala en otro lugar). Un terremoto de ese tipo causaría movimientos del suelo durante hasta una hora, con tsunamis que golpean las costas mientras el suelo todavía está temblando, y si ocurriera este tipo de terremoto, probablemente sería un evento que ocurre una vez cada 10.000 años. ^[18]

Antes del desarrollo de la escala de magnitud, la única medida de la fuerza o "tamaño" de un terremoto era una evaluación subjetiva de la intensidad del temblor observado cerca del epicentro del terremoto, categorizado por varias escalas de intensidad sísmica como la escala de Rossi-Forel . ("Tamaño" se utiliza en el sentido de la cantidad de energía liberada, no el tamaño del área afectada por el temblor, aunque los terremotos de mayor energía tienden a afectar un área más amplia, dependiendo de la geología local). En 1883, John Milne supuso que el temblor de grandes terremotos podría generar ondas detectables en todo el mundo, y en 1899 E. Von Rehbur Paschvitz observó en Alemania ondas sísmicas atribuibles a un terremoto en Tokio . ^[19] En la década de 1920, Harry O. Wood y John A. Anderson desarrollaron el sismógrafo Wood-Anderson , uno de los primeros instrumentos prácticos para registrar ondas sísmicas. ^[20] Wood luego construyó, bajo los auspicios del Instituto Tecnológico de California y el Instituto Carnegie , una red de sismógrafos que se extendía por el sur de California . ^[21] También reclutó al joven y desconocido Charles Richter para medir los sismogramas y localizar los terremotos que generaban las ondas sísmicas. ^[22]

En 1931, Kiyoo Wadati mostró cómo había medido, para varios terremotos fuertes en Japón, la amplitud del temblor observado a varias distancias del epicentro. Luego trazó el logaritmo de la amplitud en función de la distancia y encontró una serie de curvas que mostraban una correlación aproximada con las magnitudes estimadas de los terremotos. ^[23] Richter resolvió algunas dificultades con este método ^[24] y luego, utilizando datos recopilados por su colega Beno Gutenberg , produjo curvas similares, confirmando que podían usarse para comparar las magnitudes relativas de diferentes terremotos. ^[25]

Se requirieron desarrollos adicionales para producir un método práctico de asignar una medida absoluta de magnitud. Primero, para abarcar el amplio rango de valores posibles, Richter adoptó la sugerencia de Gutenberg de una escala logarítmica , donde cada paso representa un aumento de magnitud diez veces mayor, similar a la escala de magnitud utilizada por los astrónomos para el brillo de las estrellas . ^[26] Segundo, quería que una magnitud de cero estuviera cerca del límite de la perceptibilidad humana. ^[27] Tercero, especificó el sismógrafo Wood-Anderson como el instrumento estándar para producir sismogramas. La magnitud se definió entonces como "el logaritmo de la amplitud máxima de la traza, expresada en micrones ", medida a una distancia de 100 km (62 mi). La escala se calibró definiendo un choque de magnitud 0 como uno que produce (a una distancia de 100 km (62 mi)) una amplitud máxima de 1 micrón (1 μm, o 0,001 milímetros) en un sismograma registrado por un sismómetro de torsión Wood-Anderson. ^[28] Finalmente, Richter calculó una tabla de correcciones de distancia, ^[29] en que para distancias menores a 200 kilómetros ^[30] la atenuación se ve fuertemente afectada por la estructura y propiedades de la geología regional. ^[31]

Cuando Richter presentó la escala resultante en 1935, la llamó (por sugerencia de Harry Wood) simplemente una escala de "magnitud". ^[32] La "magnitud de Richter" parece haberse originado cuando Perry Byerly le dijo a la prensa que la escala era de Richter y "debería ser referida como tal". ^[33] En 1956, Gutenberg y Richter, aunque todavía se referían a la "escala de magnitud", la etiquetaron como "magnitud local", con el símbolo M _L  , para distinguirla de otras dos escalas que habían desarrollado, las escalas de magnitud de onda superficial (M _S ) y magnitud de onda corporal (M _B ). ^[34]

La escala Richter se definió en 1935 para circunstancias e instrumentos particulares; las circunstancias particulares hacen referencia a que se definió para el sur de California e "incorpora implícitamente las propiedades atenuantes de la corteza y el manto del sur de California". ^[35] El instrumento particular utilizado se saturaría con terremotos fuertes y no podría registrar valores altos. La escala fue reemplazada en la década de 1970 por la escala de magnitud de momento (MMS, símbolo M _w  ); para los terremotos medidos adecuadamente por la escala Richter, los valores numéricos son aproximadamente los mismos. Aunque los valores medidos para los terremotos ahora son M _w  , la prensa los informa con frecuencia como valores de Richter, incluso para terremotos de magnitud superior a 8, cuando la escala Richter deja de tener sentido.

Las escalas Richter y MMS miden la energía liberada por un terremoto; otra escala, la escala de intensidad Mercalli , clasifica los terremotos según sus efectos , desde detectables por instrumentos pero no perceptibles hasta catastróficos. La energía y los efectos no están necesariamente fuertemente correlacionados; un terremoto superficial en una zona poblada con suelo de ciertos tipos puede tener un impacto mucho más intenso que un terremoto profundo mucho más enérgico en una zona aislada.

Varias escalas han sido descritas históricamente como la "escala de Richter", ^{[ cita requerida ]} , especialmente la magnitud local M _L   y la escala de onda superficial M _s   . Además, la magnitud de onda corporal , mb , y la magnitud de momento , M _w  , abreviada MMS, han sido ampliamente utilizadas durante décadas. Un par de nuevas técnicas para medir la magnitud están en la etapa de desarrollo por parte de los sismólogos.

Todas las escalas de magnitud han sido diseñadas para dar resultados numéricamente similares. Este objetivo se ha logrado bien para M _L  , M _s  y M _w  . ^{[36] [37]} La ​​escala mb da valores algo diferentes a las otras escalas. La razón de que haya tantas formas diferentes de medir lo mismo es que a diferentes distancias, para diferentes profundidades hipocentrales y para diferentes tamaños de terremotos, se deben medir las amplitudes de diferentes tipos de ondas elásticas.

La escala M _L   es la utilizada para la mayoría de los terremotos reportados (decenas de miles) por los observatorios sismológicos locales y regionales. Para los grandes terremotos en todo el mundo, la escala de magnitud de momento (MMS) es la más común, aunque   también se reporta con frecuencia M _{s .}

El momento sísmico , M ₀  , es proporcional al área de la ruptura por el deslizamiento promedio que tuvo lugar en el terremoto, por lo que mide el tamaño físico del evento. M _w   se deriva de él empíricamente como una cantidad sin unidades, solo un número diseñado para ajustarse a la   escala M _{s .} ^[38] Se requiere un análisis espectral para obtener M ₀  . En contraste, las otras magnitudes se derivan de una simple medición de la amplitud de una onda definida con precisión.

Todas las escalas, excepto M _w  , se saturan para terremotos grandes, lo que significa que se basan en las amplitudes de ondas que tienen una longitud de onda más corta que la longitud de ruptura de los terremotos. Estas ondas cortas (ondas de alta frecuencia) son un criterio demasiado corto para medir la extensión del evento. El límite superior efectivo de medición resultante para M _L   es de aproximadamente 7 y de aproximadamente 8,5 ^[39] para M _s  . ^[40]

Se están desarrollando nuevas técnicas para evitar el problema de la saturación y medir magnitudes rápidamente en el caso de terremotos muy grandes. Una de ellas se basa en la onda P de período largo; ^[41] La otra se basa en una onda de canal descubierta recientemente. ^[42]

La liberación de energía de un terremoto, ^[43] que se correlaciona estrechamente con su poder destructivo, escala con la potencia 3 ⁄ 2 de la amplitud de sacudida (ver Escala de magnitud de momento para una explicación). Por lo tanto, una diferencia en magnitud de 1.0 es equivalente a un factor de 31.6 ( ) en la energía liberada; una diferencia en magnitud de 2.0 es equivalente a un factor de 1000 ( ) en la energía liberada. ^[44] La energía elástica irradiada se deriva mejor de una integración del espectro irradiado, pero una estimación se puede basar en mb porque la mayor parte de la energía es transportada por las ondas de alta frecuencia.${\displaystyle =({10^{1.0}})^{(3/2)}}$${\displaystyle =({10^{2.0}})^{(3/2)}}$

Estas fórmulas para la magnitud de Richter son alternativas al uso de las tablas de correlación de Richter basadas en el evento sísmico estándar de Richter. En las fórmulas siguientes, es la distancia epicentral en kilómetros , y es la misma distancia representada como grados del círculo máximo del nivel del mar .${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}\ }$${\displaystyle {\big (}\ M_{\mathsf {L}}=0\ ,}$ ${\displaystyle \ A=0,001\ {\mathsf {mm}}\ ,}$ ${\displaystyle \ D=100\ {\mathsf {km}}\ {\big )}~.}$${\displaystyle \ \Delta \ }$${\displaystyle \ \Delta ^{\circ }\ }$

La fórmula empírica de Lillie es:

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=\log _{10}A-2.48+2.76\ \log _{10}\Delta \ }$

donde es la amplitud (máximo desplazamiento sobre el terreno) de la onda P , en micrómetros (μm) , medida a 0,8 Hz.${\estilo de visualización \ A\}$

La propuesta de fórmula empírica de Lahr ^[45] es:

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=\log _{10}A+1.6\ \log _{10}D-0.15\ ,}$

dónde

${\estilo de visualización \ A\}$¿Es la amplitud de la señal del sismógrafo en mm y

${\estilo de visualización \ D\}$está en km , para distancias menores a 200 km.

y

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=\log _{10}A+3.0\ \log _{10}D-3.38\ ;}$

donde está en km , para distancias entre 200 km y 600 km.${\estilo de visualización \ D\}$

La fórmula empírica de Bisztricsany (1958) para distancias de epicentro entre 4° y 160° es: ^[46]

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=2,92+2,25\ \log _{10}\left(\tau \right)-0,001\ \Delta ^{\circ }\ ,}$

dónde

${\displaystyle \ \tau \ }$es la duración de la onda superficial en segundos, y

${\displaystyle \ \Delta ^{\circ }\ }$está en grados.

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}\ }$Está principalmente entre 5 y 8.

La fórmula empírica de Tsumura es: ^[47]

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=-2,53+2,85\log _{10}\left(FP\right)+0,0014\ \Delta ^{\circ }\ ,}$

dónde

${\estilo de visualización \FP\}$es la duración total de la oscilación en segundos.

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}\ }$toma principalmente valores entre 3 y 5.

La fórmula empírica de Tsuboi (Universidad de Tokio) es:

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=\log _{10}A+1.73\ \log _{10}\Delta -0.83\ ,}$

donde es la amplitud en μm .${\estilo de visualización \ A\}$

• Monitor Sísmico – Consorcio IRIS
• Política de magnitud de terremotos del USGS (implementada el 18 de enero de 2002) – USGS
• Perspectiva: una comparación gráfica de la liberación de energía de los terremotos – Centro de Alerta de Tsunamis del Pacífico