Distancia epicentral

Distancia epicentral se refiere a la distancia terrestre desde el epicentro hasta un punto específico. Generalmente, cuanto menor sea la distancia epicentral de un terremoto de la misma magnitud, mayor será el daño causado. Por el contrario, al aumentar la distancia epicentral, el daño causado se reduce gradualmente. Debido a las limitaciones de los sismómetros diseñados inicialmente, algunas escalas de magnitud sísmica comenzaron a mostrar errores cuando la distancia epicentral excedía cierto rango desde los puntos de observación. En sismología, la unidad para terremotos lejanos suele ser ° (grado), mientras que la unidad para terremotos cercanos es km. Sin embargo, independientemente de la distancia, se utiliza Δ como símbolo para la distancia epicentral.

Incluso si la profundidad del foco de un terremoto es muy profunda, su distancia epicentral puede ser muy corta. Al medir la distancia epicentral de un terremoto con una distancia epicentral pequeña, primero mida el movimiento inicial de la onda P y luego confirme la llegada de la onda S. El valor de la distancia epicentral Δ se encuentra en el cronograma de viaje según la diferencia de tiempo de llegada entre la onda P y la onda S.Si la fuente está muy lejos, es decir, cuando la distancia del epicentro es mayor a 105°, esta no se puede determinar según el método de desplazamiento S-P, por lo que debe determinarse mediante ondas P, PKP, PP, SKS, PS y otras.En 1935, ante la falta de una escala de magnitud sísmica consolidada, dos sismólogos del Instituto Tecnológico de California, Charles Francis Richter y Bino Gutenberg, diseñaron la escala de magnitud de Richter para estudiar los terremotos ocurridos en California, EE. UU. Para evitar que el resultado fuera negativo, Richter definió un terremoto con un desplazamiento horizontal máximo de 1 μm (que también representa la mayor exactitud y precisión del sismómetro de torsión Wood Anderson) registrado por el sismómetro en el punto de observación a la distancia epicentral de 100 km como un terremoto de magnitud 0. Según esta definición, si la amplitud de la onda sísmica medida por el sismómetro de torsión Wood Anderson a la distancia epicentral de 100 km es de 1 mm, entonces la magnitud es 3. Aunque Richter et al. intentaron que los resultados no fueran negativos, los sismógrafos de precisión modernos suelen registrar terremotos con escalas negativas debido a la falta de límites superiores o inferiores claros para la magnitud de los terremotos cercanos. Además, debido a la limitación del sismómetro de torsión Wood Anderson utilizado en el diseño original de la escala de Richter, si la escala de terremoto local ML es mayor que 6,8 o la distancia epicentral supera unos 600 km desde el punto de observación, no es aplicable.La distancia epicentral es uno de los parámetros importantes para calcular la magnitud de las ondas superficiales. La ecuación para calcular la magnitud de las ondas superficiales es: La distancia epicentral es un parámetro importante para calcular la magnitud de las ondas superficiales.

${\displaystyle M=\log _{10}\left({\frac {}{T}\right)_{\text{max}}+\sigma (\Delta).}$

En esta ecuación, ${\displaystyle A}$ representa el desplazamiento máximo de partículas en la onda superficial (suma de dos vectores Euclides horizontales), en micrometros; T representa el período correspondiente, en segundos; Δ Es la distancia epicentral, en grados; y ${\displaystyle \sigma (\Delta)}$ es una función de calibre. Generalmente, la expresión para la función del medidor es

${\displaystyle \sigma (\Delta)=1.66\cdot \log _{10}(\Delta)+3.5.}$

Según la norma GB 17740-1999, dos desplazamientos horizontales deben medirse simultáneamente o en un octavo de período. Si dos desplazamientos tienen ciclos diferentes, se debe utilizar la suma ponderada.

${\displaystyle T={\frac {T_{N}A_{N}} {E_} {\fn}} {\fn}}} {\fn}}}} {\f}}}}}}} {\fn}}}}}}} {\fn}}}}}}}}}}}}}}}} {\\\\\fnh}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}} {T}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}} {T}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}} {T}}}}}}}}}}}}}}$

Entre ellos, AN representa el desplazamiento en dirección norte-sur, en micrómetros; AE representa el desplazamiento en dirección este-oeste, en micrómetros; TN representa el período del AN correspondiente, en segundos; TE representa el período correspondiente a AE, en segundos.Se puede observar que el valor del período de onda sísmica superficial seleccionado para diferentes distancias epicentrales varía. Generalmente, los valores del ciclo pueden seleccionarse consultando la tabla a continuación.

Diferente distancia epicentral Δ) Valor de onda de superficie sísmica seleccionada (T)
Δ/°	T/s	Δ/°	T/s	Δ/°	T/s
2	3~6	20	9~14	70	14~22
4	4~7	25	9~16	80	16~22
6	5~8	30	10~16	90	16~22
8	6~9	40	12~18	100	16~25
10	7~10	50	12~20	110	17~25
15	8~12	60	14~20	130	18~25

Además del cálculo de la magnitud de la onda superficial (Δ≤15°), las características de atenuación de la onda de cuerpo y una mejor relación de conversión entre MB y MS son métodos eficaces para mejorar la longitud del informe rápido de magnitud de onda de cuerpo MB de grandes terremotos. Este también es un trabajo cuantitativo valioso para la investigación sobre la medición de la magnitud de onda de cuerpo MB registrada por los instrumentos de período corto DD-1 y VGK.

Antes del siglo XX, el método para determinar el epicentro era generalmente el método del centro geométrico. A principios del siglo XX, con la evolución gradual de la tecnología de los sismómetros y otros instrumentos, surgieron el método de medición de estación única y el método de medición en red. En comparación con los tres métodos, debido a la influencia de la estructura irregular de la corteza en la propagación de los rayos sísmicos, el método de medición en red presenta la mayor precisión, mientras que el método del centro geométrico presenta la menor.Antes del siglo XX, ante la falta de registros instrumentales, la posición del epicentro de los terremotos se determinaba mediante el epicentro macroscópico, basado en la magnitud del daño, que era el centro geométrico del área del epicentro (la zona cercana al epicentro donde el daño fue más severo). Debido a la imposibilidad de determinar la extensión precisa de la región polar, se producían errores con frecuencia.Debido a la variación en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas en diferentes regiones y profundidades, las ondas con mayor velocidad o diámetro llegan primero a la estación, seguidas de otras, lo que genera una diferencia horaria. La distancia epicentral, la profundidad de la fuente y la diferencia horaria de las ondas registradas pueden compilarse en curvas de tiempo-distancia y cronogramas de viaje adecuados para uso local. Cuando ocurre un terremoto en un lugar determinado, el analista puede medir la diferencia horaria de las ondas del terremoto a partir del sismograma y calcular la distancia epicentral comparándola con el cronograma de viaje preparado o aplicando la fórmula. Posteriormente, es necesario determinar el ángulo azimutal. Al transformar las amplitudes del movimiento inicial en dos direcciones horizontales en desplazamientos del movimiento del terreno, el ángulo azimutal se puede determinar mediante una función trigonométrica. Una vez calculados el azimut y la distancia epicentral, la posición del epicentro se puede determinar fácilmente. Este método se denomina método de medición de estación única.Cuando la distancia epicentral se calcula mediante al menos tres estaciones sísmicas, la ubicación del epicentro puede determinarse mediante medición trilateral. Este método de medición de epicentros mediante instrumentos, comúnmente conocido como epicentros microscópicos, se denomina método de medición en red. El método específico consiste en dibujar un círculo en el mapa con las tres estaciones como centro y calcular la distancia epicentral con el radio según la proporción correspondiente. Luego, se conecta la intersección de cada dos círculos, y los puntos de intersección de las tres cadenas constituyen el epicentro obtenido. A continuación, se calculan la latitud y la longitud (sistema de coordenadas geográficas).La distancia epicentral también desempeña un papel único en la clasificación de los terremotos. Un mismo terremoto recibe diferentes nombres según se observe a distintas distancias, cercanas o lejanas. Según la distancia epicentral, los terremotos se pueden dividir en tres categorías:

• terremoto local: Δ (10100 km)

• Cerca del terremoto: 100km ≤ Δ ≤ 1000km

• Temblor distante: Δ frecuentemente1000km

La distancia epicentral varía, y las fases sísmicas se reflejan en patrones distintos en el mapa de registros sísmicos debido a los efectos combinados de la fuente, su profundidad y la propagación de los rayos sísmicos. Por lo tanto, con las diferentes distancias epicentrales, la determinación de los parámetros sísmicos será diferente. Dada la distancia epicentral desde los puntos de observación, es más fácil distinguir fases sísmicas complejas y diferentes, que generalmente se evalúan según la situación general de los registros sísmicos en el mapa de registros. La magnitud, la distancia y la profundidad de los terremotos tienen características distintivas. Cuanto más cerca esté la fuente, menor será la duración de la vibración; cuanto más lejos esté la fuente, mayor será su duración.