Las escalas de magnitud sísmica se usan para describir la fuerza o el "tamaño" general de un terremoto. Estos se distinguen de las escalas de intensidad sísmica que clasifican la intensidad o gravedad de la sacudida del terreno (temblor) causada por un terremoto en un lugar determinado. Las magnitudes generalmente se determinan a partir de las mediciones de las ondas sísmicas de un terremoto registradas en un sismograma. Las escalas de magnitud varían según el tipo y componente de las ondas sísmicas medidas y de los cálculos utilizados. Las escalas de diferentes magnitudes son necesarias debido a las diferencias en los terremotos y en los propósitos para los cuales se utilizan las magnitudes.
Magnitud del terremoto e intensidad de la sacudida del terreno La corteza terrestre está presionada por fuerzas tectónicas. Cuando este esfuerzo llega a ser lo suficientemente grande como para romper la corteza, o para superar la fricción que impide que un bloque de corteza se deslice por otro, se libera energía, en forma de varios tipos de ondas sísmicas que causan temblores en el suelo, o temblante. (julio, 2002)
La magnitud es una estimación del "tamaño" relativo o la fuerza de un terremoto, y por lo tanto su potencial para causar temblores de tierra. Está «aproximadamente relacionado con la energía sísmica liberada». miniaturadeimagen|1968 Mapa Isosísmico para el terremoto de Illinois La intensidad se refiere a la fuerza de la sacudida en un lugar determinado, y puede estar relacionada con la velocidad máxima del terreno. Con un mapa isosísmico de las intensidades observadas (ver ilustración), la magnitud de un terremoto puede estimarse tanto a partir de la intensidad máxima observada (usualmente pero no siempre cerca del epicentro) como desde la extensión del área donde se sintió el terremoto.
La intensidad del movimiento de tierra local depende de varios factores además de la magnitud del terremoto, siendo uno de los más importantes las condiciones del suelo. Por ejemplo, capas gruesas de suelo blando (como relleno) pueden amplificar las ondas sísmicas, a menudo a una distancia considerable de la fuente, mientras que las cuencas sedimentarias a menudo resuenan, aumentando la duración de la sacudida. Esa 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. Las estructuras geológicas también fueron significativas, como por ejemplo donde las ondas sísmicas que pasaban por debajo del extremo sur de la bahía de San Francisco se reflejaban desde 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.
Escalas de magnitud miniaturadeimagen|Sismograma típico Las ondas P de compresión (siguiendo 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 sacudidas lateralmente (siguiendo las líneas verdes) llegan unos segundos más tarde, 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. Siguiendo las ondas S hay varios tipos de ondas superficiales - ondas de Love y ondas de Rayleigh - que viajan solo en la superficie de la tierra. Las ondas superficiales son más pequeñas para los terremotos profundos, que tienen una menor interacción con la superficie. Para terremotos poco profundos, con una profundidad de menos de 60 km, las ondas de superficie son más fuertes y pueden durar varios minutos; estos transportan la mayor parte de la energía del terremoto y causan el daño más severo. Un terremoto irradia energía en forma de diferentes tipos de ondas sísmicas, cuyas características reflejan la naturaleza de la ruptura y la corteza terrestre a través de las cuales atraviesan las olas. 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 tiempo, orientación, amplitud, frecuencia o duración. Se realizan ajustes adicionales para la distancia, el tipo de costra y las características del sismógrafo que registró el sismograma.
Las diferentes escalas de magnitud representan diferentes formas de derivar la magnitud de la información disponible. Todas las escalas de magnitud retienen la escala logarítmica tal como la diseñó Charles Richter, y se ajustan de modo que el rango medio se correlacione aproximadamente con la escala original de "Richter".
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.
Escala de magnitudes "Richter"
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.
Segundo, Richter definió arbitrariamente el punto cero de la escala donde un terremoto a una distancia de 100 km produce un desplazamiento horizontal máximo de 0.001 milímetros (1 μm o 0.00004 in) en un sismograma grabado con un sismógrafo de torsión Wood-Anderson . Las escalas de magnitud posteriores están calibradas para estar aproximadamente de acuerdo con la escala "Richter" original (local) alrededor de la magnitud 6.
Todas las magnitudes "locales" (ML) se basan en la amplitud máxima de la vibración del suelo, 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 fuertes terremotos (más de M ~ 7) porque no tienen en cuenta la duración de la sacudida.
La escala original de "Richter", desarrollada en el contexto geológico del sur de California y Nevada, más tarde resultó ser 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 . Todos estos problemas impulsaron el desarrollo de otras escalas.
La mayoría de las autoridades sismológicas, como el Servicio Geológico de los Estados Unidos, informa de magnitudes de terremotos por encima de 4.0 como magnitud de momento (abajo), que la prensa describe como «magnitud de Richter».
Otras escalas de magnitudes "locales" 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.
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 de Japón 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.
Escalas de magnitud Cuerpo-onda 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.
Escala mB La «magnitud de la onda corporal» original (mB) fue desarrollada por Gutenberg (1945b, 1945c) y Gutenberg y Richter (1956) para superar las limitaciones de distancia y magnitud de la escala ML inherente 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 menores que aproximadamente M 5.5. El uso de mB como se definió originalmente ha sido abandonado en gran parte, ahora reemplazado por la escala estandarizada mBBB.
Escala mb La escala mb (minúscula "m" y "b") es similar a mB, pero utiliza solo ondas P medidas en los primeros segundos en un modelo específico de sismógrafo de período corto. Se introdujo en la década de 1960 con el establecimiento de la Red Mundial de Sismógrafos Estandarizados (WWSSN) para controlar el cumplimiento del Tratado de Prohibición Parcial de Ensayos Nucleares, de 1963; el corto período mejora la detección de eventos más pequeños y discrimina mejor entre los terremotos tectónicos y las explosiones nucleares subterráneas.
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.
Escala mbLg 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 del centro de EE.UU., 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 segundo), 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.
Escalas de magnitud Superficie-Onda