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Escalas de magnitud sísmica

Las escalas de magnitud sísmica se utilizan para describir la fuerza o magnitud general de un terremoto . Se distinguen de las escalas de intensidad sísmica , que clasifican la ...

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Las escalas de magnitud sísmica se utilizan para describir la fuerza o magnitud general de un terremoto . Se distinguen de las escalas de intensidad sísmica , que clasifican la intensidad o severidad del movimiento del suelo (sismo) causado por un terremoto en un lugar determinado. Las magnitudes se determinan generalmente a partir de las mediciones de las ondas sísmicas de un terremoto , registradas en un sismograma . Las escalas de magnitud varían según el aspecto de las ondas sísmicas que se mida y el método de medición. Se necesitan diferentes escalas de magnitud debido a las diferencias entre los terremotos, la información disponible y los fines para los que se utilizan las magnitudes.

Magnitud del terremoto e intensidad del movimiento del suelo

Mapa isosísmico del terremoto de Illinois de 1968. La distribución irregular de los temblores se debe a variaciones geológicas y de las condiciones del terreno.

La corteza terrestre está sometida a fuerzas tectónicas . Cuando esta tensión es lo suficientemente grande como para fracturar la corteza o superar la fricción que impide que un bloque de corteza se deslice sobre otro, se libera energía, parte de ella en forma de diversos tipos de ondas sísmicas que provocan temblores o sacudidas del suelo.

La magnitud es una estimación del "tamaño" o fuerza relativa de un terremoto y, por lo tanto, de su potencial para provocar temblores. Está "aproximadamente relacionada con la energía sísmica liberada". [ 1 ]

La intensidad se refiere a la fuerza o magnitud del temblor en un lugar determinado y puede relacionarse con la velocidad máxima del suelo. Con un mapa isosísmico de las intensidades observadas (véase la ilustración), la magnitud de un terremoto puede estimarse a partir de la intensidad máxima observada (generalmente, aunque no siempre, cerca del epicentro ) y de la extensión del área donde se sintió el terremoto. [ 2 ]

La intensidad del movimiento sísmico local depende de varios factores además de la magnitud del terremoto, [ 3 ] siendo uno de los más importantes las condiciones del suelo. Por ejemplo, las capas gruesas de suelo blando (como el relleno) pueden amplificar las ondas sísmicas, a menudo a una distancia considerable de la fuente, mientras que las cuencas sedimentarias suelen resonar, aumentando la duración del movimiento. Por eso, en el terremoto de Loma Prieta de 1989 , el distrito de Marina de San Francisco fue una de las zonas más dañadas, aunque se encontraba a casi 100  km del epicentro. [ 4 ] 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 en la base de la corteza terrestre hacia San Francisco y Oakland. Un efecto similar canalizó las ondas sísmicas entre las otras fallas principales de la zona. [ 5 ]

Escalas de magnitud

Sismograma típico. Las ondas P de compresión (siguiendo las líneas rojas), que representan el sonido que atraviesa la roca, son las ondas sísmicas más rápidas y llegan primero, generalmente en unos 10 segundos para un terremoto a unos 50 km de distancia. Las ondas S  de propagación lateral (siguiendo las líneas verdes) llegan unos segundos después, viajando a poco más de la mitad de la velocidad de las ondas P; este retraso indica directamente la distancia al epicentro. Las ondas S pueden tardar una hora en llegar a un punto situado a 1000 km de distancia. Ambas son ondas internas que atraviesan directamente la corteza terrestre. Tras las ondas S, se encuentran diversos tipos de ondas superficiales ( ondas Love y ondas Rayleigh ) que viajan únicamente en la superficie terrestre. Las ondas superficiales son más débiles en terremotos profundos, que tienen menor interacción con la superficie. En terremotos superficiales (a menos de unos 60 km de profundidad), las ondas superficiales son más fuertes y pueden durar varios minutos; estas transportan la mayor parte de la energía del terremoto y causan los daños más graves. 

Un terremoto irradia energía en forma de diferentes tipos de ondas sísmicas , cuyas características reflejan la naturaleza tanto de la ruptura como de la corteza terrestre a través de la cual viajan las ondas. [ 6 ] 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. [ 7 ] Se realizan ajustes adicionales por distancia, tipo de corteza y las características del sismógrafo que registró el sismograma.

Las distintas escalas de magnitud representan diferentes maneras de derivar la magnitud a partir de la información disponible. Todas las escalas de magnitud conservan la escala logarítmica ideada por Charles Richter y se ajustan de modo que el rango medio se correlacione aproximadamente con la escala original de Richter. [ 8 ]

La mayoría de las escalas de magnitud se basan en mediciones de solo una parte del tren de ondas sísmicas de un terremoto y, por lo tanto, son incompletas. Esto da como resultado una subestimación sistemática de la magnitud en ciertos casos, una condición llamada saturación . [ 9 ]

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, M L , M s , mb , mB y mb Lg . [ 10 ]

Escala de magnitud "Richter"

La primera escala para medir las magnitudes de los terremotos, desarrollada en 1935 por Charles F. Richter y conocida popularmente como la escala "Richter", es en realidad laescala de magnitud local , etiqueta ML o M L . [ 11 ] Richter estableció dos características comunes a todas las escalas de magnitud.

  1. En primer lugar, la escala es logarítmica, de modo que cada unidad representa un aumento de diez veces en la amplitud de las ondas sísmicas. [ 12 ] Como la energía de una onda es proporcional a A 1,5 , donde A denota la amplitud, cada unidad de magnitud representa un aumento de 10 1,5  ≈  32 veces en la energía sísmica (intensidad) de un terremoto. [ 13 ]
  2. En segundo lugar, Richter definió arbitrariamente el punto cero de la escala como aquel en el que un terremoto a una distancia de 100  km produce un desplazamiento horizontal máximo de 0,001  mm (1  μm o 0,00004  pulg.) en un sismograma registrado con un sismógrafo de torsión Wood-Anderson . [ 14 ] Las escalas de magnitud subsiguientes se calibran para que coincidan aproximadamente con la escala original de Richter (local) alrededor de la magnitud 6. [ 15 ]

Todas las magnitudes "locales" (ML) se basan en la amplitud máxima del movimiento del suelo, sin distinguir las diferentes ondas sísmicas. Subestiman la fuerza:

  • de terremotos distantes (a más de ~600  km) debido a la atenuación de las ondas S,
  • de terremotos profundos porque las ondas superficiales son más pequeñas, y
  • de terremotos fuertes (de magnitud superior a M ~7) porque no tienen en cuenta la duración del temblor.

La escala original de Richter, desarrollada en el contexto geológico del sur de California y Nevada, resultó ser imprecisa para los terremotos en las partes central y oriental del continente norteamericano (en todas partes al este de las Montañas Rocosas ) debido a las diferencias en la corteza continental . [ 16 ] Todos estos problemas impulsaron el desarrollo de otras escalas.

La mayoría de las autoridades sismológicas, como el Servicio Geológico de los Estados Unidos , informan las magnitudes de terremotos superiores a 4,0 como magnitud de momento M w , que la prensa describe como "magnitud de Richter". [ 17 ]

Otras escalas de magnitud "locales"

La escala "local" original de Richter se ha adaptado para otras localidades. Estas pueden etiquetarse como "ML" o, con una " " minúscula , lM ol M. [ l18 ] ( No confundir con la escala rusa de ondas superficiales MLH. [ 19 ] ) La comparabilidad de los valores depende de si las condiciones locales se han determinado adecuadamente y la fórmula se ha ajustado correctamente. [ 20 ]

Escala de magnitud de la Agencia Meteorológica de Japón

En Japón, para  terremotos superficiales (profundidad < 60 km) dentro de 600  km, la Agencia Meteorológica Japonesa calcula [ 21 ] una magnitud etiquetada como MJMA , M JMA o M.J (Estas no deben confundirse con las magnitudes de momento que calcula la JMA, que se etiquetan como M w (JMA) o M (JMA) , ni con la escala de intensidad de Shindo ). Las magnitudes de la JMA se basan (como es típico con las escalas locales) en la amplitud máxima del movimiento del suelo ; coinciden "bastante bien" [ 22 ] con la magnitud de momento sísmico M w en el rango de 4,5 a 7,5, [ 23 ] pero subestiman magnitudes mayores.

Escalas de magnitud de ondas de cuerpo

Las ondas de cuerpo consisten en ondas P que son las primeras en llegar (véase sismograma), u ondas S , o reflexiones de cualquiera de ellas. Las ondas de cuerpo viajan directamente a través de la roca. [ 24 ]

escala mB

La magnitud original de las ondas de cuerpo ( mB o m B , con "B" mayúscula) fue desarrollada por Gutenberg en 1945c y Gutenberg y Richter en 1956 [ 25 ] para superar las limitaciones de distancia y magnitud de la escala M L inherentes 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 aproximadamente M 8. Sin embargo, no es sensible a eventos menores que aproximadamente M 5,5. [ 26 ] El uso de mB tal como se definió originalmente ha sido abandonado en gran medida, [ 27 ] reemplazado por la escala estandarizada mB BB . [ 28 ]

escala mb

La escala mb o m b (m y b minúsculas) es similar a mB , pero utiliza solo ondas P medidas en los primeros segundos en un modelo específico de sismógrafo de período corto. [ 29 ] Se introdujo en la década de 1960 con el establecimiento de la Red Mundial Estandarizada de Sismógrafos (WWSSN); el período corto mejora la detección de eventos más pequeños y discrimina mejor entre terremotos tectónicos y explosiones nucleares subterráneas. [ 30 ]

La medición de mb ha cambiado varias veces. [ 31 ] Como lo definió originalmente Gutenberg (1945c), m b se basaba 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 del USGS/NEIC era medir mb en el primer segundo (solo las primeras ondas P [ 32 ] ), pero desde 1978 miden los primeros veinte segundos. [ 33 ] La práctica moderna es medir la escala mb de período corto en menos de tres segundos, mientras que la escala mB BB de banda ancha se mide en períodos de hasta 30 segundos. [ 34 ]

escala mb Lg

Las diferencias en la corteza terrestre al este de las Montañas Rocosas hacen que esa zona sea más propensa a los terremotos. Como se muestra aquí: el terremoto de New Madrid de 1895 , de magnitud aproximada de 6, se sintió en la mayor parte del centro de Estados Unidos, mientras que el terremoto de Northridge de 1994 , aunque casi diez veces más fuerte (magnitud 6,7), solo se sintió en el sur de California. (Fuente: Hoja informativa 017-03 del USGS).

La escala regional mb Lg – también denominada mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn y m N – fue desarrollada por Nuttli (1973) para un problema que la escala M L original no podía abordar: toda Norteamérica al este de las Montañas Rocosas . La escala M L se desarrolló en el sur de California, que se asienta sobre bloques de corteza oceánica , típicamente basalto o roca sedimentaria , que se han acrecionado al continente. Al este de las Rocosas, el continente es un cratón , una masa gruesa y en gran medida estable de corteza continental compuesta principalmente de granito , una roca más dura con características sísmicas diferentes. En esta área, la escala M L arroja resultados anómalos para terremotos que, según otras mediciones, parecían equivalentes a los sismos en California.

Nuttli resolvió esto midiendo la amplitud de las ondas Lg de período corto (~ 1 segundo), [ 35 ] una forma compleja de la onda de Love que, aunque es una onda superficial, encontró que proporcionaba un resultado más relacionado con la escala mb que con la escala M s . [ 36 ] Las ondas Lg se atenúan rápidamente a lo largo de cualquier trayectoria oceánica, pero se propagan bien a través de la corteza continental granítica, y Mb Lg se usa a menudo en áreas de corteza continental estable; es especialmente útil para detectar explosiones nucleares subterráneas. [ 37 ]

Escalas de magnitud de ondas superficiales

Las ondas superficiales se propagan a lo largo de la superficie terrestre y son principalmente ondas de Rayleigh u ondas de Love . [ 38 ] En los terremotos superficiales, las ondas superficiales transportan la mayor parte de la energía del sismo y son las más destructivas. Los terremotos más profundos, al tener menor interacción con la superficie, producen ondas superficiales más débiles.

La escala de magnitud de ondas superficiales , denominada de diversas maneras como Ms , M S y M s , se basa en un procedimiento desarrollado por Beno Gutenberg en 1942 [ 39 ] para medir terremotos superficiales más fuertes o más distantes de lo que la escala original de Richter podía abarcar. En particular, medía la amplitud de las ondas superficiales (que generalmente producen las mayores amplitudes) durante un período de "aproximadamente 20 segundos". [ 40 ] La escala M s coincide aproximadamente con M L en ~6, luego diverge hasta en media magnitud. [ 11 ] Una revisión de Nuttli (1983) , a veces denominada M Sn , [ 41 ] mide solo las ondas del primer segundo.

Una modificación —la «fórmula de Moscú-Praga»— fue propuesta en 1962 y recomendada por la IASPEI en 1967; esta es la base de la escala estandarizada M s20 (Ms_20, M s (20)). [ 42 ] Una variante de «banda ancha» ( Ms_BB , M s (BB) ) mide la mayor amplitud de velocidad en el tren de ondas de Rayleigh para periodos de hasta 60 segundos. [ 43 ] La escala M S7 utilizada en China es una variante de M s calibrada para su uso con el sismógrafo de largo periodo «tipo 763» de fabricación china. [ 44 ]

La escala MLH utilizada en algunas partes de Rusia es en realidad una magnitud de onda superficial. [ 45 ]

Escalas de magnitud de momento y magnitud de energía

Otras escalas de magnitud se basan en aspectos de las ondas sísmicas que reflejan de forma indirecta e incompleta la fuerza de un terremoto, involucran otros factores y, por lo general, están limitadas en algún aspecto de magnitud, profundidad focal o distancia. La escala de magnitud de momento – Mw o M w – desarrollada por los sismólogos Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori , [ 46 ] se basa en el momento sísmico de un terremoto , M 0 , una medida de cuánto trabajo hace un terremoto al deslizar una porción de roca sobre otra. [ 47 ] El momento sísmico se mide en newton-metros (N  m o N⋅m) en el SI , o en dina-centímetros (dyn⋅cm; 1 dyn⋅cm = 10 −7 N⋅m ) en el antiguo sistema CGS . En el caso más simple, el momento se puede calcular conociendo solo la cantidad de deslizamiento, el área de la superficie rota o deslizada y un factor para la resistencia o fricción encontrada. Estos factores pueden estimarse para una falla existente para determinar la magnitud de terremotos pasados ​​o lo que se podría anticipar para el futuro. [ 48 ]

El momento sísmico de un terremoto puede estimarse de diversas maneras, que constituyen la base de las escalas M wb , M wr , M wc , M ww , M wp , M i y M wpd , todas ellas subtipos de la escala genérica M w . Véase la sección « Subtipos de la escala de magnitud de momento»  para más detalles.

El momento sísmico se considera la medida más objetiva del "tamaño" de un terremoto en cuanto a su energía total. [ 49 ] Sin embargo, se basa en un modelo simple de ruptura y en ciertas suposiciones simplificadoras; no tiene en cuenta que la proporción de energía irradiada como ondas sísmicas varía entre terremotos. [ 50 ]

Gran parte de la energía total de un terremoto, medida por M w, se disipa como fricción (lo que provoca el calentamiento de la corteza). [ 51 ] El potencial de un terremoto para causar fuertes sacudidas del suelo depende de la fracción relativamente pequeña de energía radiada como ondas sísmicas, y se mide mejor en la escala de magnitud de energía , M e . [ 52 ] La proporción de energía total radiada como ondas sísmicas varía mucho dependiendo del mecanismo focal y del entorno tectónico; [ 53 ] M e y M w para terremotos muy similares pueden diferir hasta en 1,4 unidades. [ 54 ]

A pesar de la utilidad de la escala M e , no se usa generalmente debido a las dificultades para estimar la energía sísmica radiada. [ 55 ]

Dos terremotos que difieren enormemente en los daños causados.

En 1997 se produjeron dos grandes terremotos frente a las costas de Chile. La magnitud del primero, en julio, se estimó en M w 6,9, pero apenas se sintió y solo en tres lugares. En octubre, un sismo de M w 7,1 en casi la misma ubicación, pero con el doble de profundidad y en un tipo de falla diferente, se sintió en una amplia zona, dejó más de 300 heridos y destruyó o dañó gravemente más de 10 000 viviendas. Como se puede observar en la tabla, esta disparidad en los daños no se refleja ni en la magnitud de momento (M w ) ni en la magnitud de onda superficial (M s ). Solo cuando la magnitud se mide en función de la onda de cuerpo (mb ) o la energía sísmica (M e ) existe una diferencia comparable a la diferencia en los daños.

Reorganizado y adaptado de la Tabla 1 en Choy, Boatwright y Kirby 2001 , pág.  13. También se encuentra en IS 3.6 2012 , pág.  7.

Escala de clases de energía ( clase K )

K (del ruso класс, 'clase', en el sentido de categoría [ 56 ] ) es una medida de magnitud sísmica en el sistema de clases de energía o clase K , desarrollado en 1955 por sismólogos soviéticos en la remota región de Garm ( Tayikistán ) en Asia Central; en su forma revisada, todavía se utiliza para terremotos locales y regionales en muchos estados que antes estaban alineados con la Unión Soviética (incluida Cuba). Basado en la energía sísmica (K = log E S , en julios ), la dificultad para implementarlo con la tecnología de la época llevó a revisiones en 1958 y 1960. La adaptación a las condiciones locales ha dado lugar a varias escalas regionales de K, como K F y K S . [ 57 ]

Los valores K son logarítmicos, similares a las magnitudes de Richter, pero tienen una escala y un punto cero diferentes. Los valores K en el rango de 12 a 15 corresponden aproximadamente a M 4,5 a 6. [ 58 ] M(K), M (K) , o posiblemente M K indica una magnitud M calculada a partir de una clase de energía K. [ 59 ]

Escalas de magnitud de tsunamis

Los terremotos que generan tsunamis generalmente se rompen de forma relativamente lenta, liberando más energía en periodos más largos (frecuencias más bajas) que las que se utilizan habitualmente para medir magnitudes. Cualquier asimetría en la distribución espectral puede dar lugar a tsunamis más grandes o más pequeños de lo esperado para una magnitud nominal. [ 60 ] La escala de magnitud de tsunami, M t , se basa en una correlación de Katsuyuki Abe entre el momento sísmico del terremoto ( M 0 ) y la amplitud de las olas del tsunami medidas por mareógrafos. [ 61 ] Originalmente concebida para estimar la magnitud de terremotos históricos donde faltan datos sísmicos pero existen datos de mareas, la correlación puede invertirse para predecir la altura de la marea a partir de la magnitud del terremoto. [ 62 ] (No confundir con la altura de una ola de marea, o ascenso , que es un efecto de intensidad controlado por la topografía local). En condiciones de bajo ruido, se pueden predecir olas de tsunami de tan solo 5  cm, correspondientes a un terremoto de M ~6,5. [ 63 ]

Otra escala de particular importancia para las alertas de tsunami es la escala de magnitud del manto, M m . [ 64 ] Esta se basa en ondas de Rayleigh que penetran en el manto terrestre y se puede determinar rápidamente y sin un conocimiento completo de otros parámetros como la profundidad del terremoto.

Escalas de magnitud de duración y coda

M d designa diversas escalas que estiman la magnitud a partir de la duración o longitud de alguna parte del tren de ondas sísmicas. Esto es especialmente útil para medir terremotos locales o regionales, tanto terremotos potentes que podrían desviar la escala del sismómetro (un problema con los instrumentos analógicos utilizados anteriormente) e impedir la medición de la amplitud máxima de la onda, como terremotos débiles, cuya amplitud máxima no se mide con precisión. Incluso para terremotos distantes, medir la duración del temblor (así como la amplitud) proporciona una mejor medida de la energía total del terremoto. La medición de la duración está incorporada en algunas escalas modernas, como M wpd y mB c . [ 65 ]

Las escalas M c suelen medir la duración o amplitud de una parte de la onda sísmica, la coda . [ 66 ] Para distancias cortas (menos de ~100  km) estas pueden proporcionar una estimación rápida de la magnitud antes de que se conozca la ubicación exacta del terremoto. [ 67 ]

Escalas de magnitud macrosísmica

Las escalas de magnitud generalmente se basan en la medición instrumental de algún aspecto de la onda sísmica registrada en un sismograma. Cuando no existen tales registros, las magnitudes pueden estimarse a partir de informes de eventos macrosísmicos, como los descritos por las escalas de intensidad. [ 68 ]

Un método para hacer esto (desarrollado por Beno Gutenberg y Charles Richter en 1942 [ 69 ] ) relaciona la intensidad máxima observada (presumiblemente sobre el epicentro), denotada I 0 (I mayúscula con un cero subíndice), con la magnitud. Se ha recomendado que las magnitudes calculadas sobre esta base se etiqueten como M w (I 0 ) , [ 70 ] pero a veces se etiquetan con una M ms más genérica .

Otro enfoque es crear un mapa isosísmico que muestre el área sobre la cual se sintió un determinado nivel de intensidad. El tamaño del "área sentida" también puede relacionarse con la magnitud (basado en el trabajo de Frankel 1994 y Johnston 1996 ). Si bien la etiqueta recomendada para las magnitudes derivadas de esta manera es M 0 (An) , [ 70 ] la etiqueta más común es M fa . [ 71 ] Una variante, M La , adaptada a California y Hawái, deriva la magnitud local (M L ) del tamaño del área afectada por una intensidad dada. [ 41 ] M I(letra mayúscula " I", que se distingue de la letra minúscula en M i) se ha utilizado para magnitudes de momento estimadas a partir de intensidades isosísmicas calculadas según Johnston 1996 . [ 72 ]

La velocidad máxima del suelo (VMS) y la aceleración máxima del suelo (AMPS) son medidas de la fuerza que causa el movimiento sísmico destructivo. [ 73 ] En Japón, una red de acelerómetros de movimiento fuerte proporciona datos de AMS que permiten correlacionarlos con terremotos de distinta magnitud en cada sitio. Esta correlación se puede invertir para estimar el movimiento sísmico en ese sitio debido a un terremoto de una magnitud determinada a una distancia dada. A partir de esto, se puede elaborar un mapa que muestre las áreas con mayor probabilidad de daños en cuestión de minutos después de un terremoto real. [ 74 ]

Otras escalas de magnitud

Se han desarrollado o propuesto numerosas escalas de magnitud sísmica, algunas de las cuales nunca alcanzaron una amplia aceptación y permanecen como referencias poco conocidas en catálogos históricos de terremotos. Otras escalas se han utilizado sin un nombre definido, a menudo denominadas «el método de Smith (1965)» (o similar), y sus autores suelen revisarlas. Además, las redes sismológicas varían en la forma en que miden los sismogramas. Cuando se desconocen los detalles de cómo se ha determinado una magnitud, los catálogos especifican la escala como «desconocida» (con las siglas Unk , Ukn o UK ). En estos casos, la magnitud se considera genérica y aproximada.

Se ha utilizado la etiqueta M h ("magnitud determinada manualmente") cuando la magnitud es demasiado pequeña o los datos son demasiado deficientes (generalmente de equipos analógicos) para determinar una magnitud local, o cuando múltiples sismos o ruido cultural complican los registros. La Red Sísmica del Sur de California utiliza esta "magnitud" cuando los datos no cumplen con los criterios de calidad. [ 75 ]

Un caso especial es el catálogo de Sismicidad de la Tierra de Gutenberg y Richter (1954) . Aclamado como un hito por ser un catálogo global exhaustivo de terremotos con magnitudes calculadas uniformemente, [ 76 ] nunca publicaron los detalles completos de cómo determinaron esas magnitudes. [ 77 ] En consecuencia, mientras que algunos catálogos identifican estas magnitudes como M GR , otros usan UK (que significa "método de cálculo desconocido"). [ 78 ] Un estudio posterior encontró que muchos de los valores de M s estaban "considerablemente sobreestimados". [ 79 ] Un estudio más profundo ha encontrado que la mayoría de las magnitudes M GR "son básicamente M s para grandes sismos a menos de 40 km de profundidad, pero son básicamente mB para grandes sismos a profundidades de 40 a 60 km". [ 80 ] Gutenberg y Richter también usaron una M cursiva, no en negrita, sin subíndice [ 81 ] – también usada como magnitud genérica, y que no debe confundirse con la M en negrita, no en cursiva, usada para magnitud de momento – y una "magnitud unificada" m (con negrita añadida). [ 82 ] Si bien estos términos (con varios ajustes) se usaron en artículos científicos hasta la década de 1970, [ 83 ] se han convertido en un interés meramente histórico. Una "M" mayúscula ordinaria (no en cursiva, no en negrita) sin subíndice se usa a menudo para referirse a la magnitud de forma genérica, cuando un valor exacto o la escala específica utilizada no son importantes.  

Véase también

Citas

  1. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , pág. 37. La relación entre magnitud y energía liberada es compleja. Véanse los apartados 3.1.2.5 y 3.3.3 para más detalles. 
  2. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , §3.1.2.1 .
  3. ^ Perno 1993 , pág. 164 y siguientes. . 
  4. ↑ Bolt 1993 , págs. 170–171 . 
  5. ↑ Bolt 1993 , pág. 170 . 
  6. ↑ Véase Bolt 1993 , capítulos 2 y 3, para una explicación muy clara de estas ondas y su interpretación. La descripción de las ondas sísmicas de JR Kayal se puede encontrar aquí .
  7. ↑ Véase Havskov y Ottemöller 2009 , §1.4 , pp. 20–21, para una breve explicación, o MNSOP-2 EX 3.1 2012 para una descripción técnica.
  8. ^ Chung y Bernreuter 1980 , pág. 1 . 
  9. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , p. 18 . 
  10. ↑ IASPEI IS 3.3 2014 , pp. 2–3 . 
  11. 1 2 Kanamori 1983 , pág. 187 . 
  12. ↑ Richter 1935 , pág. 7 . 
  13. ↑ Spence, Sipkin y Choy 1989 , pág. 61 . 
  14. ↑ Richter 1935 , págs. 5 ; Chung y Bernreuter 1980 , pág. 10. Posteriormente redefinido por Hutton y Boore 1987 como 10 mm de movimiento por unterremoto M L 3 a 17 km.   
  15. ^ Chung y Bernreuter 1980 , pág. 1 ; Kanamori 1983 , pág. 187 , figura 2.  
  16. ↑ Chung y Bernreuter 1980 , pág. ix . 
  17. ↑ La "Política de Magnitud de Terremotos del USGS" para informar al público sobre las magnitudes de los terremotos, formulada por el Grupo de Trabajo de Magnitud de Terremotos del USGS, se implementó el 18 de enero de 2002 y se publicó en https://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php . Desde entonces, se ha eliminado; una copia está archivada en Wayback Machine y la parte esencial se puede encontrar aquí .
  18. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , §3.2.4 , p. 59.
  19. ^ Rautian y Leith 2002 , págs.158 , 162 . 
  20. ↑ Consulte la hoja de datos 3.1 en NMSOP-2 , archivada el 4 de agosto de 2019 en Wayback Machine, para obtener una compilación parcial y referencias.
  21. ^ Katsumata 1996 ; Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , §3.2.4.7 , p. 78; Doi 2010 .
  22. ↑ Bormann y Saul 2009 , pág. 2478 . 
  23. ↑ Véase también la figura 3.70 en NMSOP-2.
  24. ↑ Havskov y Ottemöller 2009 , pág. 17 . 
  25. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , p. 37 ; Havskov y Ottemöller 2009 , §6.5 . Véase también Abe 1981 . 
  26. ↑ Havskov y Ottemöller 2009 , pág. 191 . 
  27. ↑ Bormann y Saul 2009 , pág. 2482 . 
  28. ↑ MNSOP-2/IASPEI IS 3.3 2014 , §4.2 , pp. 15–16.
  29. ^ Kanamori 1983 , págs. 189, 196 ; Chung y Bernreuter 1980 , pág. 5 .  
  30. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , págs. 37, 39 ; Bolt (1993 , págs. 88-93) examina esto extensamente.  
  31. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , p. 103 . 
  32. ↑ IASPEI IS 3.3 2014 , p. 18 . 
  33. ↑ Nuttli 1983 , pág. 104 ; Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , pág. 103 .  
  34. ↑ IASPEI/NMSOP-2 IS 3.2 2013 , p. 8 . 
  35. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , §3.2.4.4 . El subíndice "g" se refiere a la capa granítica a través de la cual se propagan las ondas L g . Chen y Pomeroy 1980 , pág. 4. Véase también JR Kayal, "Ondas sísmicas y localización de terremotos", aquí , página 5. 
  36. ↑ Nuttli 1973 , pág. 881 . 
  37. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , §3.2.4.4 .
  38. ↑ Havskov y Ottemöller 2009 , págs. 17-19 . Véase especialmente la figura 1-10. 
  39. ↑ Gutenberg 1945a ; basado en el trabajo de Gutenberg y Richter 1936 .
  40. ↑ Gutenberg 1945a .
  41. 1 2 Stover y Coffman 1993 , pág. 3 . 
  42. ↑ Bormann, Wendt y Di Giacomo 2013 , págs. 81–84 . 
  43. ↑ MNSOP-2 DS 3.1 2012 , pág. 8 . 
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