Distancia epicentral

La distancia epicentral se refiere a la distancia terrestre desde el epicentro hasta un punto específico. ^[1] Generalmente, cuanto menor sea la distancia epicentral de un terremoto de la misma escala, mayor será el daño causado por el terremoto. Por el contrario, con el aumento de la distancia epicentral, el daño causado por el terremoto se reduce gradualmente. ^[2] Debido a la limitación de los sismómetros diseñados en los primeros años, algunas escalas de magnitud sísmica comenzaron a mostrar errores cuando la distancia epicentral excedía un cierto rango desde los puntos de observación. ^{[Notas 1]} En sismología , la unidad de terremotos lejanos suele ser ° (grado), mientras que la unidad de terremotos cercanos es km . ^{[Notas 2]} Pero independientemente de la distancia, Δ se utiliza como símbolo de la distancia epicentral.

Incluso si la profundidad del foco de un terremoto es muy profunda, aún puede tener una distancia epicentral muy corta. ^[3] Al medir la distancia epicentral de un terremoto con una distancia epicentral pequeña, primero mida la lectura del movimiento inicial de la onda P y luego confirme la llegada de la onda S. ^{[Notas 3]} El valor de la distancia del epicentro Δ se encuentra en el cronograma de viaje de acuerdo con la diferencia de tiempo de llegada entre la onda P y la onda S. ^[4]

Si la fuente está muy lejos, es decir, cuando la distancia del epicentro es mayor a 105°, ^{[Notas 4]} la distancia del epicentro no se puede determinar según el método de desplazamiento SP, por lo que debe determinarse mediante P, PKP, PP, SKS, PS y otras ondas. ^[4]

En 1935, en ausencia de una escala de magnitud sísmica madura , 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 . ^{[Notas 5]} Para evitar que el resultado fuera negativo, Richter definió un terremoto con un desplazamiento horizontal máximo de 1 μm (que también es 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. ^{[Notas 6]} Aunque Richter et al. Aunque se intentó que los resultados no fueran negativos, los sismógrafos de precisión modernos a menudo registran terremotos con escalas negativas debido a la falta de límites superiores o inferiores claros sobre la magnitud de los terremotos cercanos. ^[5] Además, debido a la limitación del sismómetro de torsión Wood Anderson utilizado en el diseño original de la escala Richter, si la escala de terremoto local ML es mayor que 6,8 o la distancia epicentral excede aproximadamente 600 km del punto de observación, no es aplicable. ^[6]

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

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

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

${\displaystyle \sigma (\Delta )=1,66\cdot \log _{10}(\Delta )+3,5.}$

Según la norma GB 17740-1999, se deben medir dos desplazamientos horizontales al mismo tiempo o en un octavo de período. Si dos desplazamientos tienen ciclos diferentes, se debe utilizar la suma ponderada. ^[7]

${\displaystyle T={\frac {T_{N}A_{N}+T_{E}A_{E}}{A_{N}+A_{E}}}}$

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 periodo del AN correspondiente, en segundos; TE representa el periodo correspondiente a AE, en segundos. ^{[8] [9]}

Se puede observar que el valor del período de onda superficial sísmica seleccionado para diferentes distancias epicentrales es diferente. En general, los valores del ciclo se pueden seleccionar consultando la siguiente tabla. ^[7]

Además del cálculo de la magnitud de la onda superficial (Δ≤15°), las características de atenuación de la onda corporal y una mejor relación de conversión entre MB y MS son formas efectivas de mejorar la longitud del informe rápido de magnitud de onda corporal MB de grandes terremotos. Este también es un trabajo cuantitativo significativo para llevar a cabo investigaciones sobre la medición de la magnitud de onda corporal MB registrada por los instrumentos de período corto DD-1 y VGK. ^[10]

Antes del siglo XX, el método para determinar el epicentro era generalmente el método del centro geométrico. Desde principios del siglo XX, a medida que la tecnología de los sismómetros y otros instrumentos maduraba gradualmente, nacieron el método de medición de estación única y el método de medición de red. En comparación con los tres métodos, debido a la influencia de la estructura desigual de la corteza en la propagación de los rayos sísmicos, ^{[Notas 7]} el método de medición de red tiene la mayor precisión, mientras que el método del centro geométrico tiene la menor precisión. ^{[1] [11]}

Antes del siglo XX, en ausencia de registros instrumentales, la posición del epicentro de los terremotos se determinaba por el epicentro macroscópico en función de la extensión del daño, que era el centro geométrico del área del epicentro (la zona cercana al epicentro donde el daño era más severo). Debido a la incapacidad de determinar el alcance preciso de la región polar, a menudo se producían errores. ^[12]

Debido a las diferentes velocidades de propagación de las distintas ondas sísmicas en diferentes regiones y profundidades, las ondas con velocidades o diámetros rápidos llegan primero a la estación, seguidas de otras ondas, lo que da como resultado una diferencia de tiempo. ^{[Notas 8]} La distancia epicentral, la profundidad de la fuente y la diferencia de tiempo de varias ondas registradas se pueden compilar en curvas de distancia de tiempo y cronogramas de viaje adecuados para uso local. Cuando ocurre un terremoto en un lugar determinado, el analista puede medir la diferencia de tiempo de varias 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 acimutal . ^{[Notas 9]} Al transformar las amplitudes de movimiento inicial en dos direcciones horizontales en desplazamientos de movimiento del suelo, el ángulo acimutal se puede determinar utilizando una función trigonométrica . Después de calcular el acimut y la distancia epicentral, se puede encontrar fácilmente la posición del epicentro. ^[11] Este método se denomina método de medición de estación única. ^{[Notas 10]}

Cuando la distancia epicentral se calcula mediante al menos tres estaciones sísmicas, la ubicación del epicentro se puede determinar mediante una medición trilateral. ^[13] Este método de medición de epicentros a través de instrumentos, comúnmente conocido como epicentros microscópicos, se denomina método de medición en red. ^{[1] [Notas 11]} El método específico se realiza dibujando un círculo en el mapa con las tres estaciones como centro del círculo y la distancia epicentral se calcula con el radio de acuerdo con la proporción correspondiente. Luego, se conecta la intersección de cada dos círculos , y los puntos de intersección de las tres cadenas son el epicentro obtenido. Luego, se calculan la latitud y la longitud ( sistema de coordenadas geográficas ). ^[11]

La distancia epicentral también juega un papel único en la clasificación de los terremotos. El mismo terremoto recibe un nombre diferente cuando se observa a diferentes distancias, cerca y lejos. Según la distancia epicentral, los terremotos se pueden dividir en tres categorías: ^[4]

• Terremoto local: Δ＜100km

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

• Terremoto distante: Δ>1000 km

La distancia epicentral es diferente y las fases sísmicas se reflejan en diferentes patrones en el mapa de registros sísmicos debido a los efectos combinados de la fuente, la profundidad de la fuente 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 juzgan de acuerdo con la situación general de los registros sísmicos en el mapa de registros. El tamaño, la distancia y la profundidad de los terremotos tienen características distintas. Cuanto más cerca está la fuente, más corta es la duración de la vibración; cuanto más lejos está la fuente, más larga es la duración. ^[4]