Escala sismológica de Richter

Como se muestra en esta reproducción de un sismograma, las ondas P se registran antes que las ondas S : el tiempo transcurrido entre ambos instantes es Δt. Este valor y el de la amplitud máxima (A) de las ondas S, le permitieron a Richter calcular la magnitud de un terremoto.

La escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (ML), es una escala logarítmica arbitraria que asigna un número para cuantificar la energía que libera un terremoto, denominada así en honor del sismólogo estadounidense Charles Richter (1900-1985).

La sismología mundial usa esta escala para determinar la magnitud de sismos de una magnitud entre 2,0 y 6,9 y de 0 a 400 kilómetros de profundidad. Por lo que decir que un sismo fue de magnitud superior a 7,0 en la escala de Richter se considera incorrecto, pues los sismos con intensidades superiores a los 6,9 se miden con la escala sismológica de magnitud de momento.

DesarrolloFue desarrollada por Charles Richter con la colaboración de Beno Gutenberg en

1935, ambos investigadores del Instituto de Tecnología de California, con el propósito original de separar el gran número de terremotos pequeños de los menos frecuentes terremotos mayores observados en California en su tiempo. La escala fue desarrollada para estudiar únicamente aquellos terremotos ocurridos dentro de un área particular del sur de California cuyos sismogramas hubieran sido recogidos exclusivamente por el sismómetro de torsión de Wood-Anderson. Richter reportó inicialmente valores con una precisión de un cuarto de unidad, sin embargo, usó números decimales más tarde.

donde:

= amplitud de las ondas en milímetros, tomada directamente en el sismograma.= tiempo en segundos desde el inicio de las ondas P (Primarias) al de las ondas

S (Secundarias).= magnitud arbitraria pero constante a terremotos que liberan la misma cantidad

de energía.

El uso del logaritmo en la escala es para reflejar la energía que se desprende en un terremoto. El logaritmo incorporado a la escala hace que los valores asignados a cada nivel aumenten de forma logarítmica, y no de forma lineal. Richter tomó la idea del uso de logaritmos en la escala de magnitud estelar, usada en la astronomía para describir el brillo de las estrellas y de otros objetos celestes. Richter arbitrariamente escogió un temblor de magnitud 0 para describir un terremoto que produciría un desplazamiento horizontal máximo de 1 μm en un sismograma trazado por un sismómetro de torsión Wood-Anderson localizado a 100 km de distancia del epicentro. Esta decisión tuvo la intención de prevenir la asignación de magnitudes negativas. Sin embargo, la escala de Richter no tenía límite máximo o mínimo, y actualmente habiendo sismógrafos modernos más sensibles, éstos comúnmente detectan movimientos con magnitudes negativas.

Debido a las limitaciones del sismómetro de torsión Wood-Anderson usado para desarrollar la escala, la magnitud original ML no puede ser calculada para temblores mayores a 6,8. Varios investigadores propusieron extensiones a la escala de magnitud local, siendo las más populares la magnitud de ondas superficiales MS y la magnitud de las ondas de cuerpo Mb.

Problemas de la escala sismológica de Richter.El mayor problema con la magnitud local ML o de Richter radica en que es difícil

relacionarla con las características físicas del origen del terremoto. Además, existe un efecto de saturación para magnitudes cercanas a 8,3-8,5, debido a la ley de Gutenberg-Richter del escalamiento del espectro sísmico que provoca que los métodos tradicionales de magnitudes (ML, Mb, MS) produzcan estimaciones de magnitudes similares para temblores que claramente son de intensidad diferente. A inicios del siglo XXI, la mayoría de los sismólogos consideró obsoletas las escalas de magnitudes tradicionales, siendo éstas reemplazadas por una medida físicamente más significativa llamada momento sísmico, el cual es más adecuado para relacionar los parámetros físicos, como la dimensión de la ruptura sísmica y la energía liberada por el terremoto.

En 1979, los sismólogos Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori, investigadores del Instituto de Tecnología de California, propusieron la escala sismológica de magnitud de momento (MW), la cual provee una forma de expresar momentos sísmicos que puede ser relacionada aproximadamente a las medidas tradicionales de magnitudes sísmicas.1

Tabla de magnitudes.La mayor liberación de energía que ha podido ser medida fue durante el terremoto

ocurrido en la ciudad de Valdivia (Chile), el 22 de mayo de 1960, el cual alcanzó una magnitud de momento (MW) de 9,5.

A continuación se describen los efectos típicos de los sismos de diversas magnitudes, cerca del epicentro. Los valores son estimados y deben tomarse con extrema precaución, ya que la intensidad y los efectos en la tierra no sólo dependerán de la magnitud del sismo, sino también de la distancia del epicentro, la profundidad, el foco del epicentro y las condiciones geológicas (algunos terrenos pueden amplificar las señales sísmicas). (Basado en documentos de U.S. Geological Survey.)

Magnitud (MW=Mayores de

6,9°ML=De 2,0° a

6,9°)

Descripción Efectos de un sismo Frecuencia de ocurrencia

Menos de 2,0 Micro Los microsismos no son perceptibles. Alrededor de 8.000 por día

2,0-2,9Menor

Generalmente no son perceptibles.

Alrededor de 1.000 por día

3,0-3,9 Perceptibles a menudo, pero rara vez provocan daños. 49.000 por año.

4,0-4,9 Ligero

Movimiento de objetos en las habitaciones que genera ruido. Sismo significativo pero con daño poco probable.

6.200 por año.

5,0-5,9 Moderado

Puede causar daños mayores en edificaciones débiles o mal construidas. En edificaciones bien diseñadas los daños son leves.

800 por año.

6,0-6,9 FuertePueden llegar a destruir áreas pobladas, en hasta unos 160 kilómetros a la redonda.

120 por año.

7,0-7,9 Mayor Puede causar serios daños en extensas zonas. 18 por año.

8,0-8,9Gran

Puede causar graves daños en zonas de varios cientos de kilómetros.

1-3 por año.

9,0-9,9 Devastadores en zonas de varios miles de kilómetros. 1-2 en 20 años.

10,0+ Épico

Nunca registrado; ver tabla de más abajo para el equivalente de energía sísmica.

En la historia de la humanidad (y desde que se tienen registros históricos de los sismos) nunca ha sucedido un terremoto de esta magnitud.

La ley de Gutenberg-Ritcher (1958) es una fórmula que permite cuantificar la relación Frecuencia - Magnitud de la actividad sísmica de una región. Dicha cuantificación se mide de la siguiente manera:

donde N representa la recurrencia sísmica anual de magnitud mayor o igual a M, y a y b son constantes determinadas por la naturaleza sísmica de la región.

Estas constantes (calculadas con base en la aplicación de mínimos cuadrados) necesitan ser actualizadas frecuentemente, con base en información elaborada por Organizaciones e Institutos para tal fin.

La relación fue inicialmente propuesta por Charles Francis Richter i Beno Gutenberg. La relación es sorprendentemente robusta y no varia significativamente de región en región ni en el tiempo.

Se estima que se producen alrededor de 500.000 terremotos cada año, detectables con los instrumentos de medición actuales. De estos, unos 100.000 son sentidos por la población humana del lugar. Terremotos menores ocurren casi constantemente en todo el mundo en lugares como California y Alaska en los EE.UU., así como en México, Guatemala, Chile, Perú, Indonesia, Irán, Pakistán, las Azores, Turquía, Nueva Zelanda, Grecia, Italia, India y Japón, pero los terremotos pueden ocurrir en cualquier lugar. Los terremotos más grandes son menos frecuentes, la relación es exponencial; la Ley de Gutenberg-Richter nos dice que, por ejemplo, aproximadamente diez veces más terremotos de magnitud 4 o superior se producen en un período de tiempo determinado que los terremotos de magnitud 5 o superior. Por ejemplo, en el Reino Unido (zona de sismicidad baja), se ha calculado que las recurrencias promedio son: un terremoto de 3.07 a 4.06 todos los años, un terremoto de 4.07 a 5.05 cada 10 años, y un terremoto de 5.6 o más grande cada 100 años. Este es un ejemplo real de la ley de Gutenberg-Richter.

El número de estaciones sísmicas ha aumentado de cerca de 350 en 1931 a varios miles en la actualidad. Como resultado, se detectan muchos más terremotos ahora que en el pasado, pero esto es debido también a la gran mejora en los instrumentos de medición, más que a un aumento real en el número de terremotos. El Servicio Geológico de los Estados Unidos estima que, desde 1900, ha habido un promedio de 18 terremotos de gran magnitud (magnitud 7,0 a 7,9) y un gran terremoto (magnitud 8.0 o mayor) por año, y que esta media se ha mantenido relativamente estable. En los últimos años, el número de grandes seismos por año ha disminuido, aunque esto es probablemente una fluctuación estadística en lugar de una tendencia sistemática. Las estadísticas más detalladas sobre el tamaño y la frecuencia de los terremotos está disponible en la United States Geological Survey (USGS).

Un reciente aumento en el número de terremotos de gran magnitud se ha señalado, lo que podría explicarse por un patrón cíclico de periodos de intensa actividad tectónica, intercalados con períodos más largos de baja intensidad. Sin embargo, los registros precisos

de terremotos sólo se iniciaron en el año 1900, por lo que es demasiado pronto para afirmar categóricamente que este es el caso.

Con el rápido crecimiento de las megaciudades como Ciudad de México, Tokio y Teherán, en zonas de alto riesgo sísmico, algunos sismólogos advierten que un solo terremoto puede llevarse la vida de hasta 3 millones de personas.

Escala sismológica de magnitud de momentoLa escala sismológica de magnitud de momento (MW) es una escala logarítmica usada para medir y comparar sismos. Está basada en la medición de la energía total que se libera en un terremoto. Fue introducida en 1979 por Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori como la sucesora de la escala de Richter.

Una ventaja de la escala de magnitud de momento es que no se satura cerca de valores altos.1 Es decir, a diferencia de otras escalas, ésta no tiene un valor por encima del cual todos los terremotos más grandes reflejen magnitudes muy similares.

Otra ventaja que posee esta escala es que coincide y continúa con los parámetros de la escala de Richter.

Por estas razones, la escala de magnitud de momento es la más usada por sismólogos para medir y comparar terremotos de grandes proporciones. El Centro Nacional de Información Sísmica (National Earthquake Information Center) de los Estados Unidos, dependiente del Servicio Geológico de EE.UU. (USGS) usa esta escala para la medición de terremotos de una magnitud superior a 6,9.

A pesar de lo anterior, la escala de Richter es la que goza de más popularidad en la prensa. Luego, es común que la prensa comunique la magnitud de un terremoto en «escala de Richter» cuando éste ha sido en realidad medido con la escala de magnitud de momento.1 En algunos casos esto no constituye un error, dada la coincidencia de parámetros de ambas escalas, aunque se recomienda indicar simplemente «magnitud» y evitar la coletilla «escala de Richter» para evitar errores.

Magnitud de momento sísmico

La magnitud de momento sísmico (Mw) resume en un único número la cantidad de energía liberada por el terremoto (llamada momento sísmico, M0). La "w" en el subíndice del símbolo «Mw», proviene de la palabra inglesa «work», que significa «trabajo».

Mw coincide con las estimaciones obtenidas mediante otras escalas, como por ejemplo la escala de Richter. Es decir, Mw permite entender la cantidad de energía liberada por el terremoto (M0) en términos del resto de las escalas sísmicas. Es por esto que se usa Mw en vez de M0 como parámetro de la escala.

Los períodos de oscilación de las ondas sísmicas grandes son proporcionales al momento sísmico (M0). Es por esto que se suele medir la magnitud de momento Mw a través de los períodos de oscilación por medio de sismógrafos.

La relación entre Mw y M0 está dada por una fórmula desarrollada por Hiroo Kanamori en el Instituto de Sismología de California, que es la que sigue:

Obsérvese que la magnitud de momento sísmico (Mw) se obtiene a partir de una función logarítmica con argumento adimensional y por tanto, es una variable adimensional. En cambio, el momento sísmico (M0), al ser una variable que mide energía (fuerza x desplazamiento), tiene como unidad derivada la N x m o dina x cm. Más concretamente, el momento sísmico (M0) es una cantidad que combina el área de ruptura y la compensación de la falla con una medida de la resistencia de las rocas mediante la siguiente ecuación:

, donde:

μ es el módulo de deformación de las rocas involucradas en el terremoto. Usualmente es de 30 giga pascales .2

A es el área de ruptura a lo largo de la falla geológica donde ocurrió el terremoto. u es el desplazamiento promedio de A.

Comparación con la energía sísmica irradiada

La energía potencial es acumulada en el borde de la falla en la forma de tensión. Durante un terremoto la energía almacenada se transforma y resulta en:

Ruptura y deformación de las rocas Calor Energía sísmica irradiada

El momento sísmico es una medida de la cantidad total de energía que se transforma durante el terremoto. Solo una pequeña fracción del momento sísmico es convertida en Energía Sísmica Irradiada , que es la que los sismógrafos registran.

Usando la relación estimada:

Choy y Boatwright definieron en 1995 la magnitud de energía

Comparación con explosiones nuclearesLa energía liberada por armas nucleares es tradicionalmente expresada en términos de la energía almacenada en un kilotón o megatón del explosivo convencional trinitrotolueno (TNT).

Muchos académicos aseveran que una explosión de 1kt TNT es más o menos equivalente a un terremoto de magnitud 4 (regla de uso común en sismología). Esto lleva a la siguiente ecuación:

.

Donde es la masa del explosivo de TNT que es citado para fines comparativos.

Tal comparación no es muy significativa. En los terremotos, al igual que las explosiones de armas nucleares subterráneas, sólo una pequeña fracción de la cantidad total de energía transformada termina siendo radiada como energía sísmica. Luego, una eficiencia sísmica debe ser elegida para una bomba que es citada como comparación. Usando la energía específica del TNT (4.184 MJ/kg), la fórmula indicada anteriormente implica el asumir el hecho de que alrededor del 0,5% de la energía de la bomba es convertida en energía sísmica irradiada . Para verdaderas pruebas nucleares subterráneas, la actual eficiencia sísmica obtenida varía significativamente y depende de los parámetros de diseño y el lugar de la prueba llevada a cabo.

El sismo es considerado como el segundo más fuerte en la historia del país y el sexto más fuerte registrado por la humanidad. Sólo es superado a nivel nacional por el cataclismo del terremoto de Valdivia de 1960, el de mayor intensidad registrado por el ser humano mediante sismómetros. El sismo chileno fue 31 veces más fuerte y liberó cerca de 178 veces más energía que el devastador terremoto de Haití ocurrido el mes anterior, y la energía liberada es cercana a 100.000 bombas atómicas como la liberada en Hiroshima en 1945.[11]

EXISTEN DOS medidas principales para determinar el "tamaño" de un sismo: la intensidad y la magnitud, ambas expresadas en grados. Aunque a menudo son confundidas, expresan propiedades muy diferentes, como veremos a continuación.

V. 1 INTENSIDAD

La intensidad es una medida de los efectos causados por un sismo en un lugar determinado de la superficie terrestre. En ese lugar, un sismo pequeño pero muy cercano puede causar alarma y grandes daños, en cuyo caso decimos que su intensidad es grande; en cambio un sismo muy grande pero muy lejano puede apenas ser sentido ahí y su intensidad, en ese lugar, será pequeña.

Cuando se habla de la intensidad de un sismo, sin indicar dónde fue medida, ésta representa (usualmente) la correspondiente al área de mayor intensidad observada (área pleistocista).

Una de las primeras escalas de intensidades es la de Rossi-Forel (de 10 grados), propuesta en 1883. En la actualidad existen varias escalas de

intensidades, usadas en distintos países, por ejemplo, la escala MSK (de 12 grados) usada en Europa occidental desde 1964 y adoptada hace poco en la Unión Soviética (donde se usaba la escala semiinstrumental GEOFIAN), la escala JMA (de 7 grados) usada en Japón, etc. Las escalas MM y MSK (propuesta como estándar internacional) resultan en valores parecidos entre sí (1 y 2).

La escala más común en América es la escala modificada de Mercalli (mm) que data de 1931. Ésta, detallada en el Apéndice, va del grado I (detectado sólo con instrumentos) hasta el grado XII (destrucción total), y corresponde a daños leves hasta el grado V. Como la intensidad varía de punto a punto, las evaluaciones en un lugar dado constituyen, generalmente, un promedio; por eso se acostumbra hablar solamente de grados enteros.

Es común representar en un mapa los efectos de un sismo mediante curvas, llamadas isosistas, que representan los lugares donde se sintió la misma intensidad. La figura 41 nos muestra un mapa isosístico de los efectos de un sismo ocurrido en Guerrero, cerca de la frontera con Oaxaca, el 26 de agosto de 1959 (3). Generalmente se observan las mayores intensidades cerca de la zona epicentral; aunque, a veces, pueden existir factores, como condiciones particulares del terreno, efectos de guías de ondas, etc. (discutidos más adelante), que ocasionen que un sismo cause mayores daños a distancias lejanas del epicentro. Otro factor que hace que la región pleistocista no coincida con la epicentral, es que pueden reportarse las mayores intensidades en otros sitios; donde, debido a la concentración de población, un terremoto causará más daños (o al menos serán reportados más daños) que en una región comparativa o totalmente deshabitada.

Figura 41. Intensidades e isosistas.

Cuando una falla se propaga i. e., crece, preferentemente, en una dirección determinada, puede producir mayores intensidades en sitios situados a lo largo de esa dirección que a lo largo de otras. Este efecto se conoce con el nombre de directividad (4 y 5), y es uno de los factores que hacen que las isosistas no formen círculos concéntricos.

Como las intensidades son medidas de daños, y éstos están muy relacionados con las aceleraciones máximas causadas por las ondas sísmicas, es posible relacionarlos aproximadamente. Una de tantas relaciones es (6):

log a (cm/s²) = I/3 - 1/2,

donde I es la intensidad. Esta relación nos dice que una intensidad de XI (11.0) corresponde a aceleraciones del orden de 1468 cm/s2 = 1.5 g (g = 980 cm/s2 es la aceleración de la gravedad en la superficie terrestre), una intensidad de IX corresponde a 0.7 g, y una de VII a 0.07 g. Aparentemente la aceleración mínima que percibe el ser humano es del orden de 0.001 g, correspondiente a la intensidad II.

V.2 MAGNITUDES Y ENERGíA

C. Richter definió, en 1935, el concepto de "magnitud" pensando en un parámetro que describiera, de alguna manera, la energía sísmica liberada por un terremoto (6). La magnitud de Richter o magnitud local, indicada usualmente por está definida como el logaritmo (base 10) de la máxima amplitud (Amax, medida en cm) observada en un sismógrafo Wood-Anderson estándar (un sismógrafo de péndulo horizontal muy sencillo), menos una corrección por la distancia (D) entre el epicentro y el lugar de registro, correspondiente al logaritmo de la amplitud (Ao) que debe tener, a esa distancia, un sismo de magnitud cero (6):

ML= log (Amax) - log Ao (D).

Richter definió esta magnitud tomando como base las características de California, Estados Unidos (por lo que no es necesariamente aplicable a cualquier parte del mundo), y para distancias menores de 600 km (de aquí su nombre de "local").

Otra escala de magnitudes, muy usada para determinar magnitudes de sismos locales, es la escala basada en la longitud de la coda de los sismos (7). Es también logarítmica y se designa, usualmente, por Mc; es una escala muy estable, pues los valores obtenidos dependen menos que ML de factores como el azimut entre fuente y receptor, distancia y geología del lugar, que causan gran dispersión en los valores de ésta.

Para cuantificar los sismos lejanos se utilizan comúnmente dos escalas: la magnitud de ondas de cuerpo mb y la magnitud de ondas superficiales o M. En varias partes del mundo se utilizan diferentes

definiciones de estas magnitudes; casi todas ellas están basadas en el logaritmo de la amplitud del desplazamiento del terreno (la amplitud leída en el sismograma se divide entre la amplificación del sismógrafo para la frecuencia predominante de la onda correspondiente) corregida por factores que dependen de la distancia (a veces también de la región epicentral) y de la profundidad hipocentral, así como del periodo de las ondas observadas (8, 9, 10 y 11).

No es raro que los medios de información añadan (de su cosecha) las palabras "de Richter" a cualquier valor de magnitud del que estén informando. Sin embargo es muy probable, sobre todo para sismos muy grandes y/o lejanos, que sea alguna otra la magnitud medida. La magnitud de Richter tiene dos problemas graves: un sismo grande satura los sismógrafos cercanos a él (es decir, produce ondas mayores de las que los aparatos pueden registrar, resultando en registros que aparecen truncados), de manera que no podemos saber cuánto vale el desplazamiento máximo. Es común que los sismógrafos no saturados se hallen fuera del rango de los 600 km para el cual es válida la definición de . Sin embargo, es factible obtener una estimación de

a partir de registros de acelerógrafos o de sismógrafos de gran rango dinámico, construyendo un sismograma pseudo-Wood-Anderson, mediante técnicas de filtrado y procesamiento digital (12 y 13).

Otro problema es que, como vimos antes, la ruptura asociada con un sismo grande dura bastante tiempo y radia energía durante todo este tiempo; por lo tanto, como esta definición de magnitud se refiere solamente a una característica momentánea del sismograma, leída además en un instrumento de periodo corto, resulta que no puede distinguir entre un sismo que genere un pulso de una amplitud determinada y otro que produzca varios pulsos de la misma amplitud. Este efecto es conocido como saturación (también) de la magnitud, y hace que la magnitud de Richter sea confiable sólo para sismos menores del grado 7.

Este problema de la saturación de la magnitud se aplica también a los otros tipos de magnitudes mencionados: , que es leída también para periodos cortos, se satura alrededor del grado 7; , que es determinada de ondas de alrededor de 20s, se satura para grados mayores de 8.3 (14). En general, cualquier medida de magnitud se satura cuando el periodo dominante de las ondas observadas es menor que el tiempo de ruptura de la fuente sísmica. Para evitar este efecto han sido utilizadas escalas de magnitud basadas en medidas a periodos mucho más largos (15), y actualmente es común utilizar la magnitud de momento Mw (16), cuyo valor se calcula a partir del logaritmo del momento sísmico Mo como:

Mw = 2/3 Log Mo - 10.7,

el cual representa, en teoría, las frecuencias más bajas (14).

Por lo tanto, cada medida de magnitud evalúa un sismo a través de una "ventana" distinta de frecuencias. ML y m b valoran los pulsos de periodo corto, relacionados con la caída de esfuerzos y los detalles de la historia de la ruptura; MS mide periodos intermedios y depende, por lo tanto, de tendencias en la historia de ruptura, también depende fuertemente de la profundidad de la fuente; Mw y otras medidas de periodo largo miden las características promediadas de la fuente y se relacionan con las dimensiones y tiempos totales de la ruptura sísmica. Las particularidades de los sismos, observadas a través de las magnitudes, varían de lugar a lugar; por ejemplo, los que ocurren en las sierras peninsulares, en el norte de Baja California, presentan valores más pequeños de MS, para un sismo de mb dada, que los sismos que ocurren en el valle de Mexicali; esto puede indicar que los esfuerzos en el terreno son menores en el valle de Mexicali, donde existe una espesa capa de sedimentos y altas temperaturas asociadas con los centros de dispersión (17 y 18).

La comparación entre mb y MS para un sismo dado permite distinguir también sismos tectónicos de explosiones. La razón Ms/mbes siempre menor para sismos tectónicos que para explosiones, debido a la diferencia en los procesos de excitación de ondas y a la relativamente menor dimensión de las fuentes explosivas (1 l).

Aunque, como vimos arriba, las isosistas en general no forman círculos, existen varias relaciones aproximadas entre la magnitud de un sismo y su intensidad a cierta distancia de la fuente. Como ejemplo presentamos una apropiada para los sismos someros en México (19):

I = 8.16 + 1.45 M - 2.46 log R,

donde R es la distancia (en km) de la fuente al punto de observación.

Existen varias fórmulas que relacionan la magnitud de un sismo con su energía; diferentes fórmulas son aplicables a los sismos en diferentes lugares o suelos. Un ejemplo de la relación magnitud/ energía radiada, propuesto por Gutenberg y Richter (6), es:

log Es(ergs) = 11.4 + 1.5 M.

Puede usarse M para sismos pequeños a intermedios, pero para grandes es más apropiada Mw (16).x

Como ejemplos de energías radiadas podemos mencionar los sismos de Michoacán de 1985 (Mw = 8. 1) con Es = 3.8 X 10²³ ergs, y de Chile 1960 (Mw = 9.5) con ergs; mientras que los sismos medianos o pequeños, con magnitudes M = 5 y M = 3 generan y ergs, respectivamente. De aquí podemos ver que la energía liberada por los sismos medianos y pequeños es mucho menor que la liberada por los grandes (requeriríamos de 33 millones de sismos de magnitud 3, o 31 000 de magnitud 5 para liberar la energía correspondiente a uno de magnitud 8.0); por lo tanto, la ocurrencia de

sismos pequeños no sirve como válvula de escape para la energía de deformación que dará lugar a sismos grandes.

¿Cómo se miden las escalas en un terremoto?

La escala de Richter mide la magnitud de un sismo. A través de ella se puede conocer la energía liberada en el hipocentro o foco.

La escala de Mercalli es la intensidad es decir la violencia con que se siente un sismo en diversos puntos de la zona afectada.

Escalas del terremoto

El terremoto en el norte de chile Su magnitud fue de 8,2.

Para poder entender el nivel de la magnitud del terremoto, explicaremos las diferencias entre la escala de Ritcher y de Mercalli. Según la Oficina Nacional de Emergencia (ONEMI) de Chile, un terremoto —también llamado seísmo o sismo, en algunos casos simplemente temblor de tierra, puede ser medido según su magnitud y su intensidad. Para ello, se utilizan varias escalas; las más comunes son la de Richter y la de Mercalli.

1. La escala de Richter mide la magnitud, es decir la causa2. La escala de Mercalli mide la intensidad, es decir el efecto

¿Cómo se mide la escala de Richter?

La escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (ML), es una escala logarítmica arbitraria denominada así en honor del sismólogo estadounidense Charles Richter (1900-1985).La escala de Richter mide la magnitud de un sismo. A través de ella se puede conocer la energía liberada en el hipocentro o foco, que es aquella zona del interior de la tierra donde se inicia la fractura o ruptura de las rocas, la que se propaga mediante ondas

sísmicas. Es una escala logarítmica, no existiendo limites inferior ni superior. De acuerdo a esta escala, un sismo tiene un único valor o grado Richter.La magnitud Richter se calcula mediante una expresión matemática, cuyos datos se obtienen del análisis de los registros instrumentales. Debido a su carácter logarítmico, cuando la amplitud del movimiento o energía liberada por el sismo varía por un factor de 10, la magnitud cambia en una unidad. Así, un sismo de magnitud 7 será diez veces más fuerte que un evento de magnitud 6, y cien veces más fuerte que uno de magnitud 5.La escala de Richter sigue siendo ampliamente usada debido a que se puede calcular rápidamente.El sismo más grande, registrado instrumentalmente en el mundo, alcanzó una magnitud momento (MW) de 9.5 Richter el 22 de mayo de 1960 en Chile.

¿Cómo se mide la escala de Mercalli?

Los sismólogos usan un método diferente para estimar los efectos de un sismo, conocido como su intensidad. La intensidad no debe confundirse con la magnitud. Aunque cada sismo tiene un solo valor de magnitud, sus efectos varían de un lugar a otro, y habrán muchos estimados diferentes de intensidad.La intensidad es la violencia con que se siente un sismo en diversos puntos de la zona afectada. La medición se realiza de acuerdo a la sensibilidad del movimiento, en el caso de sismos menores, y, en el caso de sismos mayores, observando los efectos o daños producidos en las construcciones, objetos, terrenos y el impacto que provoca en las personas. El valor de la intensidad de un sismo en un cierto lugar se determina de acuerdo a una escala previamente establecida.Se han desarrollado varias escalas para medir la intensidad de un sismo pero la más usada es la escala de Mercalli, que ha estado en uso desde 1931. Debe su nombre al vulcanólogo italiano Giuseppe Mercalli. Ha sido modificada varias veces y en la actualidad la escala se conoce como la Escala de Mercalli Modificada, abreviada comúnmente como MM.Es una escala cualitativa, mediante la que se mide la intensidad de un sismo. Constituye la percepción de un observador entrenado para establecer los efectos de un movimiento telúrico en un punto determinado de la superficie de la tierra. La escala modificada de Mercalli va desde el grado I hasta el XII.A un mismo sismo, con un único grado Richter, se le pueden otorgar distintos grados en la Escala de Mercalli, de acuerdo a la percepción o efectos de ese movimiento en cada punto donde se ha percibido. Esto explica el por qué a un mismo sismo sensible, con un único grado Richter, se le otorgan distintos grados Mercalli en los distintos puntos geográficos donde se ha dejado sentir. (Se expresan en los números romanos del I al XII)Esta medición cualitativa es la que orienta directamente las acciones de protección civil frente a la ocurrencia de sismos mayores o destructores (terremotos).

El sismógrafo o sismómetro es un instrumento para medir terremotos o pequeños temblores provocados por el levantamiento de placas en La Tierra. Fue inventado en 1842 por el físico escocés James David Forbes.[1]

Este aparato, en sus inicios, consistía en un péndulo que por su masa permanecía inmóvil debido a la inercia, mientras todo a su alrededor se movía; dicho péndulo llevaba un punzón que iba escribiendo sobre un rodillo de papel pautado en tiempo, de modo que al empezar la vibración se registraba el movimiento en el papel, constituyendo esta representación gráfica el denominado sismograma.

Diversas mejoras con péndulos horizontales fueron realizadas más adelante, por John Milne, James Alfred Ewing y Thomas Gray, quienes trabajaron en Japón de 1880 a 1895.[2] Los instrumentos modernos son, por supuesto, electrónicos. Estos sismógrafos se parecen a los acelerómetros, y tienden a llegar a ser instrumentos universales. En años anteriores, los sismómetros podrían “quedarse cortos” o ir fuera de la escala para el movimiento de la Tierra que es suficientemente fuerte para ser sentido por la gente. En este caso, sólo los instrumentos que podrían trabajar serían los acelerómetros menos sensibles.

Los modernos sismómetros de banda ancha (llamados así por la capacidad de registro en un ancho rango de frecuencias) consisten de una pequeña ‘masa de prueba’, confinada por fuerzas eléctricas, manejada por electrónica sofisticada. Cuando la Tierra se mueve, electrónicamente se trata de mantener la masa fija a través de la retroalimentación del circuito. La cantidad de fuerza necesaria para conseguir esto es entonces registrada.

La salida de los acelerómetros es una tensión proporcional a la aceleración del suelo (recordando F=ma de Newton), mientras que los sismómetros usan un circuito integrado para lograr una salida que es proporcional a la velocidad del suelo.

Los sismómetros espaciados en un arreglo pueden ser usados para localizar a precisión, en tres dimensiones, la fuente del terremoto, usando el tiempo que toma a las ondas sísmicas propagarse hacia fuera desde el epicentro, el punto de la ruptura de la falla. Los sismógrafos son también usados para detectar explosiones de pruebas nucleares. Al estudiar las ondas sísmicas, los geólogos pueden también hacer mapas del interior de la Tierra.

Cuando ocurre un terremoto, los sismógrafos que se encuentran cerca del epicentro son capaces de registrar las ondas S y las P, pero del otro lado de la Tierra sólo pueden registrarse las ondas P.

Los sensores usados en los sismómetros de Tierra son los llamados geófonos. En cambio, en el medio marino además del geófono también se utiliza el hidrófono para captar tanto las vibraciones terrestres como las ondas acústicas que se transmiten por el agua.

Como equipos de sismologia marina, existen los llamados sismómetros de fondo oceánico (OBS, acrónimo en inglés), que son equipos autónomos que trabajan con sus propias baterías y que adquieren datos durante un periodo de tiempo concreto.

Cómo funciona un sismógrafo?

Los sismólogos, o científicos especializados en el estudio de los terremotos, emplean múltiples y avanzados instrumentos en su investigación, pero su herramienta fundamental es el sismógrafo, aparato sumamente sensible capaz de detectar las vibraciones más leves de la tierra. Los movimientos quedan registrados por medio de un punzón que traza una línea sobre un papel enrollado en un cilindro giratorio. (En algunos aparatos, la línea queda marcada por un rayo de luz finísimo enfocado sobre papel fotosensible.) Cuando no hay vibraciones, la línea es recta; los temblores pequeños originan ligeras oscilaciones, pero las grandes sacudidas producen amplios trazos hacia arriba y hacia abajo.

Hay instaladas estaciones sismográficas en todo el mundo. Cuando se registran ondas sísmicas de cierta intensidad, la comparación entre la amplitud de las ondas y el tiempo que tardaron en alcanzar diversas estaciones permite a los científicos determinar dónde se produjo el terremoto y su magnitud.

¿Qué es la escala de Richter?

En 1935, un sismólogo norteamericano, Charles F. Richter, ideó una escala numérica para graduar la intensidad de los terremotos. Cada número sucesivo de la escala representa una decuplicación de la cantidad de energía liberada por un temblor. Un sismo de intensidad 2 libera diez veces más energía que otro de intensidad 1, y uno de intensidad 3 es diez veces más potente que otro de intensidad 2.

Los sismógrafos registran diariamente centenares de pequeños temblores, pero los de magnitudes inferiores a 2 no son percibidos por los sentidos humanos. No es probable que haya daños en las construcciones a menos que el terremoto supere la intensidad 5.

Los terremotos graves corresponden a la intensidad 7 y superiores. Los sismos verdaderamente devastadores son los que alcanzan magnitudes por encima de 8. Sólo dos han llegado al 8.9: uno que ocurrió en Colombia y Ecuador en 1906, y el otro en Japón en 1933.

SISMÓGRAFOSEl sismógrafo  

    Un

sismógrafo es un instrumento usado para medir movimientos de la Tierra. Se basa en el principio de inercia de los cuerpos, como sabemos este principio nos dice que todos los cuerpos tienen una resistencia al movimiento o a variar su velocidad. Así, el movimiento del suelo puede ser medido con respecto a la posición de una masa suspendida por un elemento que le permita permanecer en reposo por algunos instantes con respecto al suelo. El mecanismo consiste usualmente en una masa suspendida de un resorte atado a un soporte

acoplado al suelo, cuando el soporte se sacude al paso de las ondas sísmicas, la inercia de la masa hace que ésta permanezca un instante en el mismo sitio de reposo. Posteriormente cuando la masa sale del reposo, tiende a oscilar. Sin embargo, ya que esta oscilación posterior del péndulo no refleja el verdadero movimiento del suelo, es necesario amortiguarla. En la figura de la derecha se ha representado un aparato en el que el amortiguamiento se logra por medio de una lámina sumergida en un líquido (comúnmente aceite). Este era el método utilizado en los aparatos antiguos, actualmente se logra por medio de bobinas o imanes que ejercen las fuerzas amortiguadoras de la oscilación libre de la masa. Si se sujeta un lápiz a la masa suspendida, para que pueda inscribir en un papel pegado sobre un cilindro que gira a velocidad constante, se podrá registrar una componente del movimiento del suelo. El instrumento hasta aquí descrito, detecta la componente vertical del movimiento del suelo y se conoce como sismógrafo vertical. El papel donde traza el movimiento se conoce como sismograma.

    Como el movimiento del suelo tiene lugar en las tres dimensiones del espacio, los movimientos del suelo también tienen dos componentes horizontales. Para medir este movimiento se requiere de péndulos horizontales que oscilan como una puerta aunque con el eje ligeramente inclinado para lograr un punto de estabilidad. Uno de estos sismógrafos horizontales se orienta en la dirección N-S y otro en la E-O. Un ejemplo de sismógrafo horizontal es el que se muestra en la figura siguiente.

    Además del péndulo y el sistema de amortiguamiento los sismógrafos emplean un sistema de amplificación para producir registros que puedan ser analizados a simple vista.

Antiguamente la amplificación se realizaba por medio de un sistema mecánico, en la actualidad la amplificación se realiza electrónicamente. Los sismómetros actuales son sumamente sensibles a los movimientos de tierra; por ejemplo movimientos tan pequeños como 1/10,000,000 de centésima (distancias casi tan pequeñas como espacios atómicos) pueden ser detectados en lugares sumamente quietos.

    Los sismómetros comúnmente registran movimientos de muchas y diferentes fuentes naturales; como también aquellas causadas por el hombre; por ejemplo movimientos de los árboles a causa del viento, olas golpeando las playas, y ruidos de coches y grandes camiones.

    El movimiento del suelo con respecto a la masa se efectuaba en los primeros instrumentos por medio de una pluma o estilete que inscribía sobre un tambor giratorio. Después se introdujo la inscripción sobre película o papel fotográfico de un haz de luz reflejado en la masa o sistema amplificador del sismógrafo. Actualmente existen sismógrafos que detectan el movimiento de la masa electrónicamente y lo digitalizan para ser almacenado en cinta magnética u otros medios de almacenamiento digital.

Sismograma

El sismógrafo Chan-Heng

Es el primer sismógrafo conocido se construyó en China, alrededor del año 130 d.C. Consistía en una vasija de bronce que contenía seis bolas en equilibrio en las bocas de seis dragones situados alrededor de la vasija. Si una o más bolas se caía de la boca de los dragones al interior de las ranas, se sabía que había habido un onda sísmica.

 

 

Un sismógrafo de Lehman casero

    Un sismográfo de Lehman es simplemente una baja vertical que sujeta a otra horizontal que tiene unido a ella un peso.

 

Ahora la idea consiste en unir el extremo de la barra horizontal por medio de una alambre rígida al cono de un altavoz. De modo que si se produce una vibración moverá el cono del altavoz, lo cual generará una corriente eléctrica. Es importante encerrar el altavoz dentro de una caja de cartón para que no le afecten ruidos externos que pueda recoger.

 

La salida del altavoz entra en un amplificador (que puede ser el de una minicadena). El amplificador se conecta a un ordenador por medio de la tarjeta de sonido y luego se utilizará un programa (tipo Adobe Audition) para grabar el audio en el disco

duro.

 

Los resultados obtenidos deben ser algo similar al siguiente dibujo

SISMOMETRÍA – INSTRUMENTAL DE MEDICIÓN La Sismometría es la disciplina que basa su estudio en la detección, el registro y la medición de los sismos. Desde la antigüedad el hombre trató de detectar los terremotos y medir de alguna forma sus efectos. El primer instrumento específicamente construido para medir los sismos, que se tiene conocimiento, es el sismoscopio inventado, en el año 132 d.C., por el filósofo chino Chang Heng (Figura 1). El mismo consistía en una jarra con ocho cabezas de dragón, cada una de las cuales tenían una bola metálica, que ante la ocurrencia de un terremoto, un mecanismo interno liberaba la bola y caía sobre un sapo ubicado debajo de la cabeza, indicando de manera aproximada la dirección del sismo. Figura 1: Primer sismógrafo inventado por el científico chino Hang Chen (Año 132 d.C.)

En 1703 el abate De Haute-Feuille (1647-1724) ideó un sismoscopio construido en madera con una base circular en el centro, de un pedestal, con un diámetro interno de aproximadamente 12 centímetros. En su parte superior contenía mercurio, con ocho pequeñas canaletas en su flanco, cuatro en correspondencia con los cuatro puntos cardinales y cuatro en puntos intermedios. Debajo de cada una de estas canaletas hay ocho envases pequeños, que fijados a la base son utilizados para recoger el mercurio que se vierte ante un movimiento sísmico (Figura 2). INSTITUTO NACIONAL DE PREVENCIÓN SÍSMICA –INPRES- 2

Figura 2: Sismoscopio construido por el abate De Haute-Feuille.

Cada uno de estos ocho recipientes, se encuentran identificados con las letras: N, S, E, O, NE NO, SE y SO. El instrumento, se debe orientar adecuadamente, en un plano perfectamente horizontal: Analizando la taza en la que se derramó el mercurio indicará la dirección proveniente del sismo. Un avance importante recién se da a finales del siglo XIX, con la invención de instrumentos que registraban los movimientos sísmicos en función continua con el tiempo, dándoseles el nombre de sismógrafos. Científicos como James D. Forbes (1841), Luigi Palmieri (1856), Verbeck (1873), el italiano Filippo Cecchi (1875) y Alfred Wegner (1880), hicieron su contribución con instrumentos para la medición de los sismos, a pesar de que ninguno de ellos funcionó adecuadamente. El sismógrafo construido por Cecchi se podría considerar como el primer dispositivo en registrar el movimiento de un sismo en función del tiempo, pero fue rápidamente sustituido por el desarrollado por los científicos británicos: John Milne (1849-1913), Thomas Gray (1850-1908) y James Alfred Ewing (1855-1935), que lo hizo exitosamente durante el período 1880-1885. Este sismógrafo consistía en un péndulo con una aguja, y estaba suspendido sobre una plancha de cristal ahumado; fue el primer instrumento utilizado en sismología que permitía discernir entre las ondas primarias y secundarias. En 1898, el científico alemán Emil Wiechert (1861-1928) desarrolla el primer sismógrafo con amortiguamiento viscoso, logrando con gran eficiencia el registro de los sismos en toda su duración (Figura 3) INSTITUTO NACIONAL DE PREVENCIÓN SÍSMICA –INPRES- 3

Figura 3: Sismógrafo Wiechert horizontal (Alemania 1904) Masa: 1.000 kg. Período: 8 s Por su parte el científico ruso Boris Galitzen (1862–1916) desarrolla ,en 1906, el primer sismógrafo electromagnético. El movimiento de la masa del péndulo hacía oscilar una bobina en el campo magnético de un imán fijo, generando una corriente proporcional a la velocidad del movimiento del suelo. El registro se efectuaba sobre papel fotográfico mediante un haz de luz que provenía de un galvanómetro, llegando a obtener amplificaciones del orden de 1.000 veces para períodos de 12 segundos. Este nuevo diseño muestra ser mucho más preciso y fiable que los anteriores instrumentos mecánicos, convirtiéndose en la base para la instrumentación sísmica utilizada durante gran parte de los siguientes 100 años. La incorporación de la computadora en el campo de la sismología, durante la década del 1950-60, posibilitó ampliar notablemente el campo de la investigación sísmica. El primer sismógrafo con grabación digital funcionó en el California Institute of Technology (CALTECH), alrededor de 1961. A partir de 1970 se generaliza la instalación de los sismógrafos digitales a nivel mundial, comienzan a utilizarse los primeros sismógrafos digitales portátiles para estudios específicos (características del sitio, ruido sísmico, etc.), y se establecen los primeros archivos de datos sísmicos digitales. INSTITUTO NACIONAL DE PREVENCIÓN SÍSMICA –INPRES- 4

En la actualidad, el término sismógrafo está reservado a los instrumentos que registran el movimiento del terreno en función del tiempo y trabajan en forma continua durante las 24 horas del día. A su vez el término acelerógrafo es el dispositivo que registra la aceleración del terreno, y lo hace de manera automática, solamente cuando la aceleración excede un límite prefijado (comúnmente 0.01 g). Un sismógrafo consta básicamente de cuatro partes (figura 4): a. El sismómetro que responde al movimiento del suelo, en la dirección vertical u horizontal, y lo convierte en una señal eléctrica. b. Un sistema de amplificación que permite aumentar la precisión del registro del movimiento. c. Un sistema de registro de la señal amplificada para graficar la variación del movimiento, a lo largo del tiempo. d. Un sistema de tiempo preciso que se incorpora al registro de la señal sísmica.

Figura 4: Esquema indicativo de los componentes de un sismógrafo. El desarrollo de la instrumentación sismológica ha derivado hacia instrumentos con una curva de respuesta prácticamente plana para un gran rango de periodos. Este tipo de instrumentos se denominan sismógrafos de banda ancha (BB, de su sigla en inglés Broad Band), que al usar registro digital y un rango dinámico alto permiten el registro tanto de terremotos cercanos como lejanos (Figura 5). INSTITUTO NACIONAL DE PREVENCIÓN SÍSMICA –INPRES- 5

Figura 5: Sismómetro de Banda Ancha (BB) de tres componentes, modelo STS-2 (Streckeisen) de 9 Kg. Respuesta plana en el rango frecuencial de 8,3mHz (120 seg) a 50 Hz. Desde 1990 hasta la actualidad la tecnología electrónica ha podido desarrollar instrumentos cada vez más reducidos, compactos y livianos, con mayor sensibilidad y precisión, llegando a contener en un solo sismómetro tres sensores para la medición de las tres componentes: N-S, E-O y vertical (Z). En general, las estaciones sismológicas actualmente incluyen sensores que registran las tres componentes del movimiento del suelo: dos direcciones horizontales perpendiculares, y la dirección vertical. Ya sea para registrar ondas de período largo para sismos lejanos, o bien para registrar ondas de período corto para sismos cercanos, o ambos a la vez. Estas señales ingresan a un sistema digital de adquisición de datos (DAS, de sus siglas en inglés Digital Acquisition System) de 16 ó 24 bits, que incluye un GPS para incorporar la señal horaria y las coordenadas del lugar (Figura 6). La información almacenada es transmitida en forma continua y en tiempo real a los centros de investigación, vía satelital o Internet, para su procesamiento, estudio y almacenamiento INSTITUTO NACIONAL DE PREVENCIÓN SÍSMICA –INPRES- 6

Figura 6: A la derecha, sismómetro de banda ancha (BB) modelo 40-T (Güralp), de tres componentes, con respuesta plana en el rango frecuencial de 33,3mHz (30 seg) a 50 Hz. A la izquierda, sistema digital de adquisición de datos TAURUS (Nanometrics Inc.), de 24 bits.