Medida de los terremotos

1. ¿Qué es un terremoto?
2. Tectónica de placas ¿Dónde ocurren los terremotos?
3. Medida de los terremotos

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Midiendo los Terremotos

Los terremotos se registran mediante instrumentos llamados sismógrafos. La grabación que hacen se llama sismograma. El sismógrafo tiene una base que se asienta firmemente en el suelo y un peso pesado que cuelga libremente. Cuando un terremoto hace que el suelo tiemble, la base del sismógrafo también tiembla, pero el peso que cuelga no lo hace. En cambio, el resorte o la cuerda del que cuelga absorbe todo el movimiento. La diferencia de posición entre la parte que tiembla del sismógrafo y la parte inmóvil es lo que se registra.

El tamaño del terremoto depende del tamaño de la falla y la cantidad de deslizamiento en la falla, pero eso no es algo que los científicos puedan medir simplemente con una cinta métrica, ya que las fallas se encuentran a muchos kilómetros de profundidad debajo de la superficie de la tierra. Entonces, ¿cómo miden un terremoto? Usan las grabaciones del sismograma hechas en los sismógrafos en la superficie de la tierra para determinar qué tan grande fue el terremoto (ver figura más abajo). Una línea corta y ondulada que no se mueve mucho significa un pequeño terremoto, y una línea larga y ondulada que se mueve mucho significa un gran terremoto. La longitud del meneo depende del tamaño de la falla y el tamaño del meneo depende de la cantidad de deslizamiento.

Hay dos formas principales de medir los terremotos. El primero de ellos es una estimación de la energía liberada y el valor se denomina magnitud. Este es el número que suele utilizar la prensa cuando ocurre un gran terremoto. A menudo se le llama “magnitud de escala Richter”, pero es un nombre inapropiado y debería ser simplemente “magnitud”. Hay muchas formas de medir la magnitud, incluido el método de Charles Richter desarrollado en 1935, pero todas son formas de estimar el mismo número, que es proporcional a la cantidad de energía liberada.

La otra forma de evaluar el impacto de un terremoto es evaluar lo que sintieron las personas y cuánto daño se hizo. Esto se conoce como intensidad. Los valores de intensidad se asignan a ubicaciones, en lugar de al terremoto en sí, y por lo tanto, la intensidad puede variar ampliamente, dependiendo de la proximidad al terremoto y los tipos de materiales de la corteza terrestre y las condiciones locales.

Magnitud del terremoto

Antes de hablar más sobre la magnitud, describamos los conceptos de ondas internas y observar las ondas superficiales. Las ondas internas son de dos tipos, ondas P u ondas primarias o de compresión (como la compresión de un resorte) y ondas S, u ondas secundarias o de corte (como el movimiento oscilatorio de una cuerda de guitarra). En la próxima figura se muestra un ejemplo de registros de ondas sísmicas P y S. Los parámetros críticos para la medición de la magnitud están etiquetados, incluido el intervalo de tiempo entre la llegada de las ondas P y S, que se utiliza para determinar la distancia del terremoto a la estación sísmica y la amplitud de las ondas S —Que se utiliza para estimar la magnitud del terremoto.

Cuando las ondas internas (P o S) alcanzan la superficie de la Tierra, parte de su energía se transforma en ondas superficiales, de las cuales hay dos tipos principales, como se ilustra en la siguiente figura. Las ondas de Raleigh se caracterizan por un movimiento vertical de la superficie del suelo, como las ondas en el agua, mientras que las ondas de Love se caracterizan por un movimiento horizontal (lateral). Tanto las ondas de Rayleigh como las de Love son aproximadamente un 10% más lentas que las ondas S (por lo que llegan más tarde a una estación sísmica). Las ondas superficiales suelen tener mayores amplitudes que las ondas internas y causan más daño.

Otros términos importantes para describir terremotos son el hipocentro (o foco) y el epicentro. El hipocentro es la ubicación real de un terremoto individual a profundidad en el suelo, y el epicentro es el punto en la superficie de la tierra verticalmente sobre el hipocentro.

En la siguiente tabla se enumeran varios métodos para estimar la magnitud. La magnitud local (ML) se usó ampliamente hasta finales del siglo XX, pero la magnitud de momento (MW) ahora se usa más comúnmente porque brinda estimaciones más precisas (especialmente con terremotos más grandes) y se puede aplicar a terremotos a cualquier distancia de un sismómetro. . Las magnitudes de ondas superficiales también se pueden aplicar para medir grandes terremotos distantes.

Debido al tamaño cada vez mayor de las ciudades en áreas propensas a terremotos (por ejemplo, China, Japón, California) y la creciente sofisticación de la infraestructura, es importante tener alertas muy rápidas y estimaciones de magnitud de terremotos que ya han ocurrido. Esto se puede lograr utilizando datos de ondas P para determinar la magnitud porque las ondas P llegan primero a las estaciones sísmicas, en muchos casos varios segundos antes que las ondas S y las ondas superficiales más dañinas. Los operadores de redes eléctricas, tuberías, trenes y otra infraestructura pueden utilizar la información para apagar automáticamente los sistemas de modo que se puedan limitar los daños y las víctimas.

Tipo	Distancia /rango	Comentarios
Local o Richter (ML)	0 a 400 km	Método de magnitud original definida en 1935 por Richter y Gutenberg. Se basa en la amplitud máxima de ondas S registradas en un sismógrafo de torsión Wood-Anderson. L significa local porque solo aplica a terremotos relativamente cerca a estación sísmica.
Momento (MW)	todas	Basado en el momento sísmico del terremoto, o cantidad promedio de desplazamiento en la falla multiplicada por el área de falla que se deslizó.
Ondas superficiales (MS)	20 a 180°	Magnitud para terremotos distantes basada en la amplitud de las ondas superficiales medidas en un período cercano a los 20 segundos.
Onda P	Local	Basado en la amplitud de las ondas P. Está siendo utilizado más frecuentemente para proporcionar estimaciones de magnitud muy rápidas.

Escala de magnitud o de Richter. fue ideada en 1935 por el sismólogo Charles Richter. Es la manera más conocida y más ampliamente utilizada para clasificar los sismos. Teóricamente no tiene límite, pero un 9 en esta escala equivaldría a un Grado XII de Mercalli, es decir “destrucción total”. El mayor terremoto en la historia conocida, tuvo lugar en Chile, en 1960, alcanzando los 9.5 grados Richter.

Magnitud, escala Richter	Efectos del sismo
Menos de 3.5	Generalmente no se siente, pero es registrado por sismógrafos
3.5-5.4	A menudo se siente, pero sólo causa daños menores
5.5-6.0	Ocasiona daños ligeros a edificios
6.1-6.9	Puede ocasionar daños severos en áreas donde vive mucha gente
7.0-7.9	Terremoto mayor. Causa graves daños
8 o mayor	Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas

La escala de magnitud es logarítmica; así que la cantidad de energía liberada por un terremoto de M4 es 32 veces mayor que la liberada por uno de M3, y esta relación se aplica a todos los intervalos de la escala. Si asignamos un nivel de energía arbitrario de 1 unidad a un terremoto M1, la energía para terremotos hasta M8 será la que se muestra en la siguiente tabla:

Magnitud	Energía
1	1
2	32
3	1,024
4	32,768
5	1,048,576
6	33,554,432
7	1,073,741,824
8	34,359,738,368

En cualquier año dado, cuando hay un gran terremoto en la Tierra (M8 o M9), la cantidad de energía liberada por ese evento probablemente excederá la energía liberada por todos los eventos de terremotos más pequeños combinados.

Intensidad del terremoto

La intensidad del temblor del terremoto en cualquier lugar está determinada no solo por la magnitud del terremoto y su distancia, sino también por el tipo de roca subyacente o materiales no consolidados en el suelo. Si hay edificios, el tamaño y el tipo de edificios (y sus vibraciones naturales inherentes) también son importantes.

Las escalas de intensidad se utilizaron por primera vez a finales del siglo XIX y luego fueron adaptadas a principios del siglo XX por Giuseppe Mercalli y posteriormente modificadas por otros para formar lo que conocemos como la escala de intensidad de Mercalli modificada (ver ver más abajo). Las estimaciones de intensidad son importantes porque nos permiten caracterizar partes de cualquier región en áreas que son especialmente propensas a fuertes sacudidas frente a aquellas que no lo son. El factor clave a este respecto es la naturaleza de los materiales geológicos subyacentes, y cuanto más débiles sean, más probable es que se produzcan fuertes sacudidas. Las áreas sustentadas por un lecho rocoso sólido fuerte tienden a experimentar mucho menos temblores que aquellas sustentadas por sedimentos no consolidados de ríos o lagos.

I	Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.
II	Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.
III	Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable.
IV	Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente.
V	Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajillas, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen relojes de péndulo.
VI	Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros.
VII	Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; ruptura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.
VIII	Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en las personas que guían carros de motor.
IX	Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.
X	Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.
XI	Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.
XII	Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel. Objetos lanzados en el aire hacia arriba.

Un ejemplo de este efecto es el terremoto M8 de 1985 que sacudió la región de Michoacán en el oeste de México, al suroeste de la Ciudad de México. Hubo relativamente poco daño en el área alrededor del epicentro, pero hubo un daño tremendo y alrededor de 5,000 muertes en la densamente poblada Ciudad de México, a unos 350 kilómetros del epicentro. La razón clave de esto es que la Ciudad de México se construyó en gran parte sobre el sedimento no consolidado y saturado de agua del antiguo lago de Texcoco. Estos sedimentos resuenan a una frecuencia de unos dos segundos, que era similar a la frecuencia de las ondas internas que llegaban a la ciudad. Por la misma razón que un poderoso cantante de ópera puede romper una copa de vino cantando la nota correcta, la amplitud de las ondas sísmicas fue amplificada por los sedimentos del lago. Los sobrevivientes del desastre contaron que el suelo en algunas áreas se movió hacia arriba y hacia abajo unos 20 centímetros cada dos segundos durante más de dos minutos. El daño fue mayor en edificios de entre 5 y 15 pisos de altura, porque también resonaron alrededor de dos segundos, lo que amplificó el temblor.

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Notas:

Este artículo está basado en:

1. Steven Earle. 2015. Physical Geology – 2nd Edition.
2. The Science of Earthquakes. USGS. Consultado junio 5, 2021.

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