Escala de Richter

La escala de Richter, también llamada escala de magnitud de Richter y escala de magnitud de Richter, es una medida de la fuerza de los terremotos, desarrollada por Charles Francis Richter y presentada en su artículo histórico de 1935, donde la llamó "escala de magnitud". Posteriormente se revisó y se le cambió el nombre a escala de magnitud local, denotada como ML o _ML.

Debido a varias deficiencias de la escala M _L original  , la mayoría de las autoridades sismológicas ahora usan 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 a ellas como "Richter". magnitudes Todas las escalas de magnitud conservan el carácter logarítmico del original y se escalan para tener valores numéricos más o menos comparables (normalmente en el medio de la escala). Debido a la variación en los terremotos, es esencial comprender que la escala de Richter usa logaritmos simplemente para hacer que las mediciones sean manejables (es decir, un terremoto de magnitud 3 tiene un factor de 10³ mientras que un terremoto de magnitud 5 es 100 veces más fuerte que eso).

Desarrollo

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 de la sacudida observada cerca del epicentro del terremoto, clasificada por varias escalas de intensidad sísmica, como la escala de Rossi-Forel.. ("Tamaño" se usa 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 la sacudida 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. En la década de 1920, Harry O. Wood y John A., uno de los primeros instrumentos prácticos para registrar ondas sísmicas. Luego, Wood construyó, bajo los auspicios del Instituto de Tecnología de California y el Instituto Carnegie, una red de sismógrafos que se extendía por todo el sur de California. También reclutó al joven y desconocido Charles Richter para medir los sismogramas y localizar los terremotos que generan las ondas sísmicas.

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

Producir un método práctico para asignar una medida absoluta de magnitud requirió desarrollos adicionales. En primer lugar, para abarcar la amplia gama 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. En segundo lugar, quería una magnitud de cero para estar alrededor del límite de la percepción humana.En tercer lugar, especificó el sismógrafo Wood-Anderson como el instrumento estándar para producir sismogramas. Luego, la magnitud se definió como "el logaritmo de la amplitud máxima de la traza, expresada en micras", medida a una distancia de 100 km (62 mi). La escala se calibró definiendo un impacto de magnitud 0 como uno que produce (a una distancia de 100 km (62 millas)) una amplitud máxima de 1 micrón (1 µm o 0,001 milímetros) en un sismograma registrado por una torsión de Wood-Anderson. sismógrafo [pt]. Finalmente, Richter calculó una tabla de correcciones de distancia, en la que para distancias menores a 200 kilómetros la atenuación se ve fuertemente afectada por la estructura y propiedades de la geología regional.

Cuando Richter presentó la escala resultante en 1935, la llamó (a sugerencia de Harry Wood) simplemente una escala de "magnitud". La "magnitud de Richter" parece haberse originado cuando Perry Byerly dijo a la prensa que la escala era de Richter y "debería llamarse así". En 1956, Gutenberg y Richter, aunque todavía se referían a la "escala de magnitud", la etiquetaron como "magnitud local", con el símbolo _ML  , para distinguirla de otras dos escalas que habían desarrollado, la magnitud de la onda superficial (MS ₎ y la del cuerpo. escalas de magnitud de onda (M _{B ).}

Detalles

La escala de Richter se definió en 1935 para circunstancias e instrumentos particulares; las circunstancias particulares se refieren a que se define para el sur de California e "incorpora implícitamente las propiedades atenuantes de la corteza y el manto del sur de California". El instrumento particular utilizado se saturaría por fuertes terremotos y sería incapaz de registrar valores altos. La escala fue reemplazada en la década de 1970 por la escala de magnitud de momento (MMS, símbolo M _w  ); para terremotos adecuadamente medidos por la escala de 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 de Richter pierde sentido.

Las escalas Richter y MMS miden la energía liberada por un terremoto; otra escala, la escala de intensidad de Mercalli, clasifica los terremotos por 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 un área poblada con ciertos tipos de suelo puede tener efectos mucho más intensos que un terremoto profundo mucho más enérgico en un área aislada.

Históricamente, varias escalas se han descrito como la "escala de Richter", especialmente la magnitud local _ML   y la escala de ondas de superficie M _s  . Además, la magnitud de la onda del cuerpo, mb, y la magnitud del momento, _Mw  , abreviado MMS, se han utilizado ampliamente durante décadas. Los sismólogos están desarrollando un par de nuevas técnicas para medir la magnitud.

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  . La escala mb da valores algo diferentes a las otras escalas. La razón por la que existen 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.

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

El momento sísmico, M ₀ , es proporcional al área de ruptura por el deslizamiento promedio que tuvo lugar en el sismo, por lo que mide la magnitud física 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. Se requiere un análisis espectral para obtener M ₀  , mientras que las otras magnitudes se derivan de una simple medición de la amplitud de una onda específicamente definida.

Todas las escalas, excepto M _w  , se saturan para grandes terremotos, lo que significa que se basan en las amplitudes de las 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 una vara de medir demasiado corta para medir la extensión del evento. El límite superior efectivo de medición resultante para M _L   es aproximadamente 7 y aproximadamente 8,5 para M _s  .

Se están desarrollando nuevas técnicas para evitar el problema de la saturación y medir magnitudes rápidamente para terremotos muy grandes. Uno de ellos se basa en la onda P de período largo; el otro se basa en una onda de canal descubierta recientemente.

La liberación de energía de un terremoto, que se correlaciona estrechamente con su poder destructivo, escala con la potencia de ³ ⁄ ₂ de la amplitud del temblor. Así, una diferencia de magnitud de 1,0 equivale 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. La energía elástica radiada se deriva mejor de una integración del espectro radiado, pero una estimación puede basarse en mb porque la mayor parte de la energía la transportan las ondas de alta frecuencia.

Magnitudes de Richter

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 diversos sismógrafos y el epicentro del terremoto). La fórmula original es:

donde A es la máxima excursión 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. 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 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 a la sombra del terremoto.

A continuación se describen los efectos típicos de los terremotos de varias magnitudes cerca del epicentro. Los valores son típicos solamente. Deben tomarse con extrema precaución ya que la intensidad y, por lo tanto, los efectos del suelo dependen no solo de la magnitud sino también de la distancia al epicentro, la profundidad del foco del terremoto debajo del epicentro, la ubicación del epicentro y las condiciones geológicas (ciertos terrenos puede amplificar las señales sísmicas).

Magnitud	Descripción	Intensidad Mercalli	Efectos promedio de terremotos	Frecuencia promedio de ocurrencia a nivel mundial (estimada)
1.0–1.9	Micro	yo	Microterremotos, no sentidos o raramente sentidos. Registrado por sismógrafos.	Continuo/varios millones por año
2.0–2.9	Menor	I a II	Sentido ligeramente por algunas personas. Sin daños a los edificios.	Más de un millón al año
3,0–3,9	III a IV	A menudo lo sienten las personas, pero muy rara vez causa daño. Se puede notar el temblor de los objetos de interior.	Más de 100.000 al año
4,0–4,9	Luz	IV a VI	Sacudidas notables de objetos interiores y ruidos de traqueteo. Sentido por la mayoría de las personas en el área afectada. Ligeramente sentido afuera. Generalmente causa de cero a un daño mínimo. Daño moderado a significativo muy improbable. Algunos objetos pueden caerse de los estantes o volcarse.	10,000 a 15,000 por año
5,0–5,9	Moderado	VI a VII	Puede causar daños de diversa gravedad en edificios mal construidos. Daños cero a leves en todos los demás edificios. Sentido por todos.	1,000 a 1,500 por año
6,0–6,9	Fuerte	VIII a X	Daños a un número moderado de estructuras bien construidas en áreas pobladas. Las estructuras resistentes a terremotos sobreviven con daños leves a moderados. Las estructuras mal diseñadas reciben daños de moderados a severos. Sentido en áreas más amplias; hasta cientos de kilómetros del epicentro. Sacudidas fuertes a violentas en el área epicentral.	100 a 150 por año
7,0–7,9	Principal	X o mayor	Provoca daños en la mayoría de los edificios, algunos se derrumban parcial o completamente o reciben daños graves. Es probable que las estructuras bien diseñadas reciban daños. Se sintió a lo largo de grandes distancias con daños importantes limitados en su mayoría a 250 km del epicentro.	10 a 20 por año
8,0–8,9	Estupendo	Daños importantes en edificios, estructuras susceptibles de ser destruidas. Provocará daños de moderados a graves en edificios sólidos o resistentes a terremotos. Daño en grandes áreas. Sentido en regiones extremadamente grandes.	uno por año
9.0 y superior	En o cerca de la destrucción total: daños severos o colapso de todos los edificios. Fuertes daños y temblores se extienden a lugares distantes. Cambios permanentes en la topografía del terreno.	Uno cada 10 a 50 años

( Basado en documentos del Servicio Geológico de EE. UU. ).

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.

Los terremotos menores ocurren todos los días y horas. Por otro lado, los grandes terremotos ocurren una vez al año, en promedio. 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.

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 del cinturón continuo más grande conocido de fallas (a lo largo de la costa del Pacífico de las Américas). ). Una investigación en la Universidad de Tohoku en Japón encontró que un terremoto de magnitud 10 era teóricamente posible si una combinación de 3.000 kilómetros (1.900 millas) de fallas desde la Fosa de Japón hasta la Fosa de Kuril-Kamchatka se rompieron juntas y se movieron 60 metros (200 pies) ( o si se produjo una ruptura similar a gran escala en otro lugar). Tal terremoto causaría movimientos del suelo por hasta una hora, con tsunamis golpeando las costas mientras el suelo todavía está temblando, y si ocurriera este tipo de terremoto, probablemente sería un evento de 1 en 10,000 años.

Fórmulas empíricas de magnitud

Estas fórmulas para la magnitud M _L de Richter   son alternativas al uso de las tablas de correlación de Richter basadas en el evento sísmico estándar de Richter ( , , ). Abajo, es la distancia epicentral (en kilómetros a menos que se especifique lo contrario).

La fórmula empírica de Lillie es:

donde es la amplitud (desplazamiento máximo del suelo) de la onda P, en micrómetros, medida a 0,8 Hz.

para distancias menos de 200 km,

y para distancias entre 200 km y 600 km,

donde es la amplitud de la señal del sismógrafo en mm y esta en km

La fórmula empírica de Bisztricsany (1958) para distancias epicentrales entre 4˚ y 160˚ es:

donde es la duración de la onda superficial en segundos, y está en grados. M _L   es principalmente entre 5 y 8.

La fórmula empírica de Tsumura es:

donde es la duración total de la oscilación en segundos. M _L   es principalmente entre 3 y 5.

La fórmula empírica de Tsuboi, Universidad de Tokio, es:

donde es la amplitud en micrómetros.