Escala sismológica de Richter

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.
Desarrollo
Fue 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 GutenbergRichter 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°
Descripción
ML=De 2,0° a
6,9°)
Menos de 2,0
Micro
2,0-2,9
Menor
3,0-3,9
4,0-4,9
Ligero
5,0-5,9
Moderado
6,0-6,9
Fuerte
7,0-7,9
Mayor
8,0-8,9
Gran
9,0-9,9
10,0+
Épico
Efectos de un sismo
Frecuencia de ocurrencia
Los microsismos no son
Alrededor de 8.000 por día
perceptibles.
Generalmente no son
Alrededor de 1.000 por día
perceptibles.
Perceptibles a menudo, pero
49.000 por año.
rara vez provocan daños.
Movimiento de objetos en las
habitaciones que genera
6.200 por año.
ruido. Sismo significativo
pero con daño poco probable.
Puede causar daños mayores
en edificaciones débiles o
mal construidas. En
800 por año.
edificaciones bien diseñadas
los daños son leves.
Pueden llegar a destruir áreas
pobladas, en hasta unos 160 120 por año.
kilómetros a la redonda.
Puede causar serios daños en
18 por año.
extensas zonas.
Puede causar graves daños
en zonas de varios cientos de 1-3 por año.
kilómetros.
Devastadores en zonas de
1-2 en 20 años.
varios miles de kilómetros.
En la historia de la
Nunca registrado; ver tabla humanidad (y desde que se
de más abajo para el
tienen registros históricos de
equivalente de energía
los sismos) nunca ha
sísmica.
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
momento
La 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 gigapascales.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 nucleares
La 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-WoodAnderson, 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 causa
2. 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.
SISMÓGRAFOS
El sismógrafo
Un
sis
mó
graf
o es
un
inst
rum
ent
o
usa
do
par
a
me
dir
mo
vim
ient
os
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
amplificad
or (que
puede ser
el de una
minicaden
a). El
amplificad
or 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.