escala de Richter

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 fundamental de Richter de 1935, donde la llamó la "escala de magnitud". ^{[ 3 ]} Posteriormente fue revisada y renombrada como escala de magnitud local , denotada como ML o M _L . ^{[ 4 ]}

Debido a las diversas deficiencias de la escala M _L original , 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 están escaladas para tener valores numéricos aproximadamente comparables (normalmente en el medio de la escala). Debido a la variabilidad de los terremotos, es esencial comprender que la escala Richter utiliza logaritmos comunes simplemente para que las mediciones sean manejables (es decir, un terremoto de magnitud 3 se multiplica por 10³ ^mientras que un terremoto de magnitud 5 se multiplica por ^10⁵ y tiene lecturas de sismómetro 100 veces mayores). ^{[ 5 ]}

La magnitud 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,${\displaystyle \delta }$En la práctica, las lecturas de todas las estaciones de observación se promedian después de ajustarlas con correcciones específicas de cada estación para obtener el valor M _L. ^{[ 6 ]}

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

Los eventos con magnitudes mayores a 4,5 son lo suficientemente fuertes como para ser registrados por un sismógrafo en cualquier parte del mundo, siempre y cuando sus sensores no estén ubicados en la zona de 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 en el 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 los Estados Unidos. ) ^{[ 14 ]}

La intensidad y el número de víctimas mortales dependen de varios factores (profundidad del terremoto, ubicación del epicentro y densidad de población, entre otros) y pueden variar considerablemente.

Millones de sismos menores ocurren cada año 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 podría representar un límite superior muy aproximado de lo que son capaces las zonas tectónicas de la Tierra, lo que sería el resultado de la ruptura conjunta del cinturón continuo de fallas más grande conocido (a lo largo de la costa del Pacífico de América). ^{[ 17 ]} Una investigación en la Universidad de Tohoku en Japón encontró que un terremoto de magnitud 10 era teóricamente posible si 3000 kilómetros (1900 millas) de fallas combinadas desde la Fosa de Japón hasta la Fosa Kuril-Kamchatka se rompieran juntas y se desplazaran 60 metros (200 pies) (o si ocurriera una ruptura a gran escala similar en otro lugar). Un terremoto de este tipo causaría movimientos del suelo durante hasta una hora, con tsunamis que llegarían a las costas mientras el suelo aún tiembla, y si ocurriera este tipo de terremoto, probablemente sería un evento de 1 en 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, categorizada por varias escalas de intensidad sísmica como la escala 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 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 construyó entonces, 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 demostró cómo había medido, para varios terremotos fuertes en Japón, la amplitud del temblor observado a diferentes distancias del epicentro. Luego, representó gráficamente el logaritmo de la amplitud en función de la distancia y obtuvo 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 de diez veces, 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 micras ", medida a una distancia de 100 km (62 mi) . La escala se calibró definiendo un choque de magnitud 0 como aquel 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 la que para distancias menores de 200 kilómetros ^{[ 30 ]} la atenuación se ve fuertemente afectada por la estructura y las propiedades de la geología regional. ^{[ 31 ]}       

Cuando Richter presentó la escala resultante en 1935, la llamó (por sugerencia de Harry Wood) simplemente escala de "magnitud". ^{[ 32 ]} El término "magnitud de Richter" parece haberse originado cuando Perry Byerly declaró a la prensa que la escala era de Richter y "debía denominarse como tal". ^{[ 33 ]} En 1956, Gutenberg y Richter, aunque seguían refiriéndose a ella como "escala de magnitud", la denominaron "magnitud local", con el símbolo M _L , para distinguirla de otras dos escalas que habían desarrollado: la escala de magnitud de ondas superficiales ( M _S ) y la escala de magnitud de ondas de cuerpo ( M _B ) . ^{[ 4 ]}

La escala de Richter se definió en 1935 para circunstancias e instrumentos específicos; dichas circunstancias se refieren a su definición para el sur de California e "incorpora implícitamente las propiedades de atenuación de la corteza y el manto del sur de California". ^{[ 34 ]} El instrumento específico utilizado se saturaba con terremotos fuertes y no podía registrar valores elevados. La escala fue reemplazada en la década de 1970 por la escala de magnitud de momento (MMS, símbolo M _w ); para terremotos medidos adecuadamente con 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 reporta frecuentemente como valores de Richter, incluso para terremotos de magnitud superior a 8, cuando la escala de Richter pierde su significado.

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

Históricamente, se han descrito varias escalas como la "escala de Richter", especialmente la de magnitud local M _L y la de onda superficial M _s . Además, la magnitud de onda de cuerpo , M _b , y la magnitud de momento , M _w , abreviadas como 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 se han diseñado para dar resultados numéricamente similares. Este objetivo se ha logrado satisfactoriamente para M _L , M _s y M _w . ^{[ 35 ] [ 36 ]} La escala M _b da valores algo diferentes a los de las otras escalas. La razón de que existan tantas formas diferentes de medir lo mismo es que, a diferentes distancias, para diferentes profundidades hipocentrales y para diferentes magnitudes de terremotos, deben medirse las amplitudes de diferentes tipos de ondas elásticas.

La escala M _L es la que se utiliza para la mayoría de los terremotos registrados (decenas de miles) por los observatorios sismológicos locales y regionales. Para los grandes terremotos a nivel mundial, la escala de magnitud de momento (MMS) es la más común, aunque también se registra con frecuencia la escala M _{s .}

El momento sísmico , M₀ _, es proporcional al área de la ruptura multiplicada por el deslizamiento promedio que tuvo lugar durante el terremoto, por lo que mide la magnitud física del evento. _Mw se deriva de él empíricamente como una cantidad sin unidades, simplemente un número diseñado para ajustarse a la escala Ms. ^{[ 37 ]} Se requiere un análisis espectral para obtener M₀ _. En cambio, las demás 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 grandes terremotos, lo que significa que se basan en las amplitudes de ondas cuya longitud de onda es menor que la longitud de ruptura de los terremotos. Estas ondas cortas (ondas de alta frecuencia) son una medida demasiado corta para cuantificar la magnitud del evento. El límite superior efectivo de medición resultante para M _L es de aproximadamente 7 y de aproximadamente 8,5 ^{[ 38 ]} para M _s . ^{[ 39 ]}

Se están desarrollando nuevas técnicas para evitar el problema de la saturación y medir rápidamente las magnitudes de terremotos muy grandes. Una de ellas se basa en la onda P de largo período; ^{[ 40 ]} La otra se basa en una onda de canal descubierta recientemente. ^{[ 41 ]}

La liberación de energía de un terremoto, ^{[ 42 ]} que se correlaciona estrechamente con su poder destructivo, se escala con la potencia de 3 ⁄ 2 de la amplitud del temblor (véase la escala de magnitud de momento para una explicación). Por lo tanto, una diferencia de magnitud de 1,0 es equivalente a un factor de 31,6 (${\displaystyle =({10^{1.0}})^{(3/2)}}$) en la energía liberada; una diferencia de magnitud de 2,0 es equivalente a un factor de 1000 (${\displaystyle =({10^{2.0}})^{(3/2)}}$) en la energía liberada. ^{[ 43 ]} La energía elástica radiada se deriva mejor de una integración del espectro radiado, pero se puede hacer una estimación basada en M _b porque la mayor parte de la energía es transportada por las ondas de alta frecuencia.

Estas fórmulas para la magnitud de Richter M _L son alternativas al uso de tablas de correlación de Richter basadas en el evento sísmico estándar de Richter.${\displaystyle {\big (}\ M_{\mathsf {L}}=0\ ,}$${\displaystyle \ A=0.001\ {\mathsf {mm}}\ ,}$${\displaystyle \ D=100\ {\mathsf {km}}\ {\big )}~.}$En las fórmulas siguientes,${\displaystyle \ \Delta \ }$es la distancia epicentral en kilómetros y${\displaystyle \ \Delta ^{\circ }\ }$es la misma distancia representada en grados de círculo máximo sobre el nivel del mar .

La fórmula empírica de Lillie es:

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

dónde${\displaystyle \ A\ }$es la amplitud (desplazamiento máximo del suelo) de la onda P , en micrómetros (μm) , medida a 0,8  Hz.

La fórmula empírica propuesta por Lahr ^{[ 44 ]} es:

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

dónde

${\displaystyle \ A\ }$es la amplitud de la señal del sismógrafo en mm y

${\displaystyle \ D\ }$está en km , para distancias inferiores a 200  km  .

y

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

dónde${\displaystyle \ D\ }$está en km , para distancias entre 200  km y 600  km  .

La fórmula empírica de Bisztricsany (1958) para distancias epicentrales entre 4° y 160° es: ^{[ 45 ]}

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=2.92+2.25\ \log _{10}\left(\tau \right)-0.001\ \Delta ^{\circ }\ ,}$

dónde

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

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

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

La fórmula empírica de Tsumura es: ^{[ 46 ]}

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=-2.53+2.85\log _{10}\left(F-P\right)+0.0014\ \Delta ^{\circ }\ ,}$

dónde

${\displaystyle \ F-P\ }$es la duración total de la oscilación en segundos.

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

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

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

dónde${\displaystyle \ A\ }$es la amplitud en μm .

• 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 sísmica – Centro de Alerta de Tsunamis del Pacífico