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Las escalas de magnitud sísmica se utilizan para describir la fuerza general o el "tamaño" de un terremoto . Estos se distinguen de las escalas de intensidad sísmica que categorizan la intensidad o severidad del temblor del suelo causado por un terremoto en un lugar determinado. Las magnitudes generalmente se determinan a partir de las mediciones de las ondas sísmicas de un terremoto registradas en un sismograma . Las escalas de magnitud varían según el aspecto de las ondas sísmicas que se miden y cómo se miden. Se necesitan diferentes escalas de magnitud debido a las diferencias en los terremotos, la información disponible y los propósitos para los cuales se utilizan las magnitudes.

Magnitud e intensidad del terremoto [ editar ]

La corteza terrestre está sometida a tensiones por fuerzas tectónicas . Cuando esta tensión llega a ser lo suficientemente grande como para romper la corteza, o para superar la fricción que evita que un bloque de corteza se deslice sobre otro, se libera energía, parte de ella en forma de varios tipos de ondas sísmicas que causan sacudidas del suelo, o temblante.

La magnitud es una estimación del "tamaño" relativo o la fuerza de un terremoto y, por lo tanto, su potencial para causar sacudidas del suelo. Está "aproximadamente relacionado con la energía sísmica liberada". [1]

Mapa isoseismal del terremoto de 1968 en Illinois . La distribución irregular de las sacudidas se debe a variaciones de la geología y / o las condiciones del suelo.

La intensidad se refiere a la fuerza o fuerza de la sacudida en un lugar determinado y puede estar relacionada con la velocidad máxima del suelo. Con un mapa isoseismal de las intensidades observadas (ver ilustración), la magnitud de un terremoto se puede estimar a partir de la intensidad máxima observada (generalmente, pero no siempre cerca del epicentro ) y de la extensión del área donde se sintió el terremoto. [2]

La intensidad del temblor local del suelo depende de varios factores además de la magnitud del terremoto, [3] uno de los más importantes son las condiciones del suelo. Por ejemplo, las capas gruesas de suelo blando (como el relleno) pueden amplificar las ondas sísmicas, a menudo a una distancia considerable de la fuente, mientras que las cuencas sedimentarias a menudo resuenan, lo que aumenta la duración del temblor. Por eso, en el terremoto de Loma Prieta de 1989 , el distrito de Marina de San Francisco fue una de las áreas más dañadas, aunque se encontraba a casi 100 km del epicentro. [4]Las estructuras geológicas también fueron significativas, como donde las ondas sísmicas que pasaban por debajo del extremo sur de la Bahía de San Francisco se reflejaban en la base de la corteza terrestre hacia San Francisco y Oakland. Un efecto similar canalizó ondas sísmicas entre las otras fallas importantes en el área. [5]

Escalas de magnitud [ editar ]

Sismograma típico. Las ondas P compresivas (que siguen las líneas rojas), esencialmente el sonido que pasa a través de la roca, son las ondas sísmicas más rápidas y llegan primero, por lo general en unos 10 segundos para un terremoto a unos 50 km de distancia. Las ondas S que tiemblan lateralmente (siguiendo las líneas verdes) llegan unos segundos más tarde, viajando un poco más de la mitad de la velocidad de las ondas P; el retraso es una indicación directa de la distancia al terremoto. Las ondas S pueden tardar una hora en llegar a un punto a 1000 km de distancia. Ambos son ondas corporales que atraviesan directamente la corteza terrestre. A continuación, las ondas S son los diversos tipos de superficie ondas - ondas Love y las ondas de Rayleigh- que viajan solo a la superficie de la tierra. Las ondas superficiales son más pequeñas para los terremotos profundos, que tienen menos interacción con la superficie. Para terremotos poco profundos, de menos de aproximadamente 60 km de profundidad, las ondas superficiales son más fuertes y pueden durar varios minutos; estos transportan la mayor parte de la energía del terremoto y causan los daños más graves.

Un terremoto irradia energía en forma de diferentes tipos de ondas sísmicas , cuyas características reflejan la naturaleza tanto de la ruptura como de la corteza terrestre por la que viajan las ondas. [6] La determinación de la magnitud de un terremoto generalmente implica identificar tipos específicos de estas ondas en un sismograma y luego medir una o más características de una onda, como su tiempo, orientación, amplitud, frecuencia o duración. [7] Se realizan ajustes adicionales para la distancia, el tipo de corteza y las características del sismógrafo que registró el sismograma.

Las diversas escalas de magnitud representan diferentes formas de derivar la magnitud a partir de la información disponible. Todas las escalas de magnitud retienen la escala logarítmica diseñada por Charles Richter, y se ajustan para que el rango medio se correlacione aproximadamente con la escala "Richter" original. [8]

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

Desde 2005, la Asociación Internacional de Sismología y Física del Interior de la Tierra (IASPEI) ha estandarizado los procedimientos y ecuaciones de medición para las principales escalas de magnitud, M L  , M s  , mb, mB y mb Lg  . [10]

Escala de magnitud "Richter" [ editar ]

Artículo principal: escala de magnitud de Richter

La primera escala para medir la magnitud de los terremotos, desarrollado en 1935 por Charles F. Richter y popularmente conocida como la escala "Richter", es en realidad la escala de magnitud local , etiqueta ML o M L . [11] Richter estableció dos características que ahora son comunes a todas las escalas de magnitud. Primero, la escala es logarítmica, de modo que cada unidad representa un aumento de diez veces en la amplitud de las ondas sísmicas. [12] Como la energía de una onda es proporcional a A 1,5 , donde A denota la amplitud, cada unidad de magnitud representa un aumento de 10 1,5 × 32 veces en la energía sísmica.(fuerza) de un terremoto. [13]

En segundo lugar, Richter definió arbitrariamente el punto cero de la escala como el lugar donde un terremoto a una distancia de 100 km produce un desplazamiento horizontal máximo de 0,001 milímetros (1 µm o 0,00004 pulgadas) en un sismograma registrado con un sismógrafo de torsión Wood-Anderson. . [14] Las escalas de magnitud subsiguientes se calibran para estar aproximadamente de acuerdo con la escala original "Richter" (local) alrededor de la magnitud 6. [15]

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

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

Más tarde se descubrió que la escala "Richter" original, desarrollada en el contexto geológico del sur de California y Nevada, era inexacta para los terremotos en las partes central y oriental del continente (en todas partes al este de las Montañas Rocosas ) debido a las diferencias en la corteza continental. . [16] Todos estos problemas impulsaron el desarrollo de otras escalas.

La mayoría de las autoridades sismológicas, como el Servicio Geológico de los Estados Unidos , informan magnitudes de terremotos por encima de 4.0 como magnitud de momento (abajo), que la prensa describe como "magnitud de Richter". [17]

Otras escalas de magnitud "locales" [ editar ]

La escala "local" original de Richter se ha adaptado para otras localidades. Estos pueden ser etiquetados "ml", o con una minúscula " l", ya sea Ml o Ml . [18] (No confundir con la escala rusa MLH de ondas superficiales. [19] ) Si los valores son comparables depende de si las condiciones locales se han determinado adecuadamente y la fórmula se ha ajustado adecuadamente. [20]

Escala de magnitud de la Agencia Meteorológica Japonesa [ editar ]

En Japón, por terremotos dentro de 600 kilometros superficial (profundidad <60 km), los calcula Agencia Meteorológica japonesa [21] una magnitud etiquetada MJMA , M JMA , o MJ . (Estos no deben confundirse con las magnitudes de momento que calcula JMA, que están etiquetadas como M w (JMA) o M (JMA) , ni con la escala de intensidad de Shindo ). Las magnitudes de JMA se basan (como es típico en las escalas locales) en la amplitud máxima de el movimiento del suelo; están de acuerdo "bastante bien" [22] con la magnitud del momento sísmico M w   en el rango de 4.5 a 7.5, [23] pero subestiman magnitudes mayores.

Escalas de magnitud de ondas corporales [ editar ]

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

escala mB [ editar ]

La "magnitud-onda del cuerpo" original - mB o m B (mayúscula "B") - fue desarrollado por Gutenberg ( 1945b , 1945c ) y Gutenberg y Richter (1956) [25] para superar las limitaciones de distancia y la magnitud de la M L   escala inherente al uso de ondas superficiales. mB se basa en las ondas P y S, medidas durante un período más largo, y no se satura hasta alrededor de M 8. Sin embargo, no es sensible a eventos menores de alrededor de M 5,5. [26] El uso de mB como se definió originalmente se ha abandonado en gran medida, [27] ahora reemplazado por la escala mB BB estandarizada . [28] 

escala mb [ editar ]

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

La medida de mb ha cambiado varias veces. [31] Como lo definió originalmente Gutenberg (1945c) m b se basó en la amplitud máxima de ondas en los primeros 10 segundos o más. Sin embargo, la duración del período influye en la magnitud obtenida. La práctica inicial del USGS / NEIC consistía en medir mb en el primer segundo (solo las primeras ondas P [32] ), pero desde 1978 miden los primeros veinte segundos. [33] La práctica moderna consiste en medir la escala mb de período corto en menos de tres segundos, mientras que la escala de BB MB de  banda ancha se mide en períodos de hasta 30 segundos. [34]

mb escala Lg[ editar ]

Las diferencias en la corteza subyacente a América del Norte al este de las Montañas Rocosas hacen que esa área sea más sensible a los terremotos. Aquí se muestra: el terremoto de New Madrid de 1895, M ~ 6, se sintió en la mayor parte del centro de los EE. UU., Mientras que el terremoto de Northridge de 1994 , aunque casi diez veces más fuerte en M 6.7, se sintió solo en el sur de California. De la hoja de datos de USGS 017-03.

La escala regional mb Lg , también denominada mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn y m N , fue desarrollada por Nuttli (1973) para un problema que la escala original M L no podía manejar: toda América del Norte al este de las Montañas Rocosas. Montañas . La escala M L se desarrolló en el sur de California, que se encuentra en bloques de corteza oceánica, típicamente basalto o roca sedimentaria, que se han acumulado en el continente. Al este de las Montañas Rocosas, el continente es un cratón , una masa gruesa y en gran parte estable de corteza continental que es en gran partegranito , una roca más dura con diferentes características sísmicas. En esta área, la escala M L da resultados anómalos para terremotos que, según otras medidas, parecían equivalentes a los terremotos en California.

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

Escalas de magnitud de ondas superficiales [ editar ]

Artículo principal: magnitud de onda superficial

Las ondas superficiales se propagan a lo largo de la superficie de la Tierra y son principalmente ondas Rayleigh u ondas Love . [38] Para terremotos poco profundos, las ondas superficiales transportan la mayor parte de la energía del terremoto y son las más destructivas. Los terremotos más profundos, que tienen menos interacción con la superficie, producen ondas superficiales más débiles.

La escala de magnitud de onda de superficie, denominada Ms , M S y M s , se basa en un procedimiento desarrollado por Beno Gutenberg en 1942 [39] para medir terremotos poco profundos más fuertes o más distantes de lo que podía soportar la escala original de Richter. En particular, midió la amplitud de las ondas superficiales (que generalmente producen las mayores amplitudes) durante un período de "aproximadamente 20 segundos". [40] La   escala de M s concuerda aproximadamente con M L   en ~ 6, luego diverge hasta en la mitad de una magnitud. [41] Una revisión de Nuttli (1983) , a veces denominada M Sn , [42] mide solo ondas del primer segundo.

En 1962 se propuso una modificación, la "fórmula Moscú-Praga", y la IASPEI la recomendó en 1967; esta es la base de la escala estandarizada M s20 ( Ms_20 , M s (20) ). [43] Una variante de "banda ancha" ( Ms_BB , M s (BB) ) mide la mayor amplitud de velocidad en el tren de ondas de Rayleigh durante períodos de hasta 60 segundos. [44] La escala M S7 utilizada en China es una variante de M s calibrada para su uso con el sismógrafo de período largo "tipo 763" fabricado en China . [45]

La escala MLH utilizada en algunas partes de Rusia es en realidad una magnitud de onda superficial. [46]

Escalas de magnitud de momento y magnitud de energía [ editar ]

Artículo principal: escala de magnitud de momento

Otras escalas de magnitud se basan en aspectos de las ondas sísmicas que solo reflejan de manera indirecta e incompleta la fuerza de un terremoto, involucran otros factores y generalmente están limitadas en algún aspecto de magnitud, profundidad focal o distancia. La escala de magnitud de momento - Mw o M w - desarrollado por Kanamori (1977) y Hanks y Kanamori (1979) , se basa en un terremoto momento sísmico , M 0 , una medida de la cantidad de trabajo de un terremoto hace en deslizando un trozo de roca más allá de otro parche de roca. [47] El momento sísmico se mide en Newton-metros (N • mo Nm) en elSistema SI de medición, o dina-centímetros (dyn-cm) en el sistema CGS más antiguo . En el caso más simple, el momento se puede calcular conociendo solo la cantidad de deslizamiento, el área de la superficie rota o deslizada y un factor para la resistencia o fricción encontrada. Estos factores se pueden estimar para una falla existente para determinar la magnitud de terremotos pasados ​​o lo que podría anticiparse para el futuro. [48]

El momento sísmico de un terremoto se puede estimar de varias formas, que son las bases de las escalas M wb , M wr , M wc , M ww , M wp , M i y M wpd , todos subtipos de la escala genérica M w . Consulte Escala de magnitud de momento § Subtipos para obtener más detalles.

El momento sísmico se considera la medida más objetiva del "tamaño" de un terremoto con respecto a la energía total. [49] Sin embargo, se basa en un modelo simple de ruptura y en ciertos supuestos simplificadores; asume incorrectamente que la proporción de energía irradiada como ondas sísmicas es la misma para todos los terremotos. [50]

Gran parte de la energía total de un terremoto medida por M w   se disipa como fricción (lo que resulta en el calentamiento de la corteza). [51] El potencial de un terremoto para causar fuertes sacudidas del suelo depende de la fracción comparativamente pequeña de energía irradiada como ondas sísmicas, y se mide mejor en la escala de magnitud de energía , M e . [52] La proporción de energía total irradiada como ondas sísmicas varía mucho según el mecanismo focal y el entorno tectónico; [53] M e   y Mw   para terremotos muy similares pueden diferir hasta en 1.4 unidades. [54]

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

Dos terremotos que difieren mucho en el daño causado

En 1997 hubo dos grandes terremotos frente a las costas de Chile. La magnitud del primero, en julio, se estimó en M w  6,9, pero apenas se sintió, y solo en tres lugares. En octubre, un  terremoto de Mw 7,1 en casi el mismo lugar, pero el doble de profundo y en un tipo de falla diferente, se sintió en un área amplia, hirió a más de 300 personas y destruyó o dañó seriamente más de 10,000 casas. Como se puede ver en la siguiente tabla, esta disparidad de daño no se refleja ni en la magnitud del momento (M w  ) ni en la magnitud de la onda superficial (M s  ). Solo cuando la magnitud se mide sobre la base de la onda corporal (mb) o la energía sísmica (M e  ), existe una diferencia comparable a la diferencia en el daño.

FechaISC #Lat.Largo.ProfundidadDañoM s M w megabyte M e Tipo de avería
0 6 de julio de 19971035633−30,06−71,8723 kilometrosApenas sentí6.56,95.86.1empuje interplaca
15 de octubre de 19971047434−30,93−71,2258 kilometrosExtenso6,87.16,87.5intralab-normal
Diferencia:0,30,21.01.4

Reordenado y adaptado de la Tabla 1 en Choy, Boatwright & Kirby 2001 , p. 13. Visto también en IS 3.6 2012 , p. 7.

Escala de clase energética (clase K ) [ editar ]

Artículo principal: Clase energética

K (de la palabra rusa класс, "clase", en el sentido de una categoría [56] ) es una medida de la magnitud de un terremoto en la clase energética o sistema de clase K , desarrollada en 1955 por sismólogos soviéticos en la remota Garm ( Tayikistán ) región de Asia Central; en forma revisada, todavía se usa para terremotos locales y regionales en muchos estados que anteriormente estaban alineados con la Unión Soviética (incluida Cuba). Basado en la energía sísmica (K = log E S , en julios ), la dificultad para implementarla utilizando la tecnología de la época llevó a revisiones en 1958 y 1960. La adaptación a las condiciones locales ha llevado a varias escalas regionales de K, como K Fy K S . [57]

Los valores de K son logarítmicos, similares a las magnitudes de estilo Richter, pero tienen una escala y un punto cero diferentes. Los valores de K en el rango de 12 a 15 corresponden aproximadamente a M 4.5 a 6. [58] M (K) , M (K) , o posiblemente M K indica una magnitud M calculada a partir de una clase energética K. [59]

Escalas de magnitud de tsunami [ editar ]

Los terremotos que generan tsunamis generalmente se rompen de manera relativamente lenta, entregando más energía en períodos más largos (frecuencias más bajas) que la que generalmente se usa para medir magnitudes. Cualquier desviación en la distribución espectral puede resultar en tsunamis más grandes o más pequeños de lo esperado para una magnitud nominal. [60] La escala de magnitud del tsunami, M t , se basa en una correlación de Katsuyuki Abe del momento sísmico del terremoto (M 0  ) con la amplitud de las olas del tsunami medida por mareógrafos. [61] Originalmente pensada para estimar la magnitud de terremotos históricos donde faltan datos sísmicos pero existen datos de mareas, la correlación se puede revertir para predecir la altura de la marea a partir de la magnitud del terremoto. [62](No debe confundirse con la altura de un maremoto, o aceleración , que es un efecto de intensidad controlado por la topografía local). En condiciones de poco ruido, se pueden predecir olas de tsunami de tan solo 5 cm, correspondientes a un terremoto de M ~ 6.5. [63]

Otra escala de especial importancia para las alertas de tsunamis es la escala de magnitud del manto, M m . [64] Esto se basa en ondas de Rayleigh que penetran en el manto de la Tierra y se pueden determinar rápidamente y sin un conocimiento completo de otros parámetros como la profundidad del terremoto.

Escalas de magnitud de duración y coda [ editar ]

Artículo principal: Magnitud de la duración del terremoto

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

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

Escalas de magnitud macrosísmica [ editar ]

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

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

Otro enfoque consiste en hacer un mapa isoseismal que muestre el área sobre la que se sintió un determinado nivel de intensidad. El tamaño del "área de fieltro" también se puede relacionar con la magnitud (basado en el trabajo de Frankel 1994 y Johnston 1996 ). Si bien la etiqueta recomendada para las magnitudes derivadas de esta manera es M 0 (An) , [71] la etiqueta más común es M fa . Una variante, M La , adaptada a California y Hawai, deriva la Magnitud local (M L ) del tamaño del área afectada por una determinada intensidad. [72] MI (letra mayúscula "I", Que se distingue por la letra minúscula en M i) se ha utilizado para magnitudes de momento estimados a partir de las intensidades de isosistas calculados por Johnston 1996 . [73]

La velocidad máxima del suelo (PGV) y la aceleración máxima del suelo (PGA) son medidas de la fuerza que causa el temblor destructivo del suelo. [74] En Japón, una red de acelerómetros de movimiento fuerte proporciona datos PGA que permiten la correlación específica del sitio con terremotos de diferente magnitud. Esta correlación se puede invertir para estimar el temblor del suelo en ese sitio debido a un terremoto de una magnitud determinada a una distancia determinada. A partir de esto, se puede preparar un mapa que muestre las áreas de posibles daños a los pocos minutos de un terremoto real. [75]

Otras escalas de magnitud [ editar ]

Se han desarrollado o propuesto muchas escalas de magnitud de terremotos, y algunas nunca han obtenido una amplia aceptación y permanecen solo como referencias oscuras en catálogos históricos de terremotos. Se han utilizado otras escalas sin un nombre definido, a menudo referidas como "el método de Smith (1965)" (o lenguaje similar), y los autores a menudo revisan su método. Además de esto, las redes sismológicas varían en la forma en que miden los sismogramas. Cuando se desconocen los detalles de cómo se ha determinado una magnitud, los catálogos especificarán la escala como desconocida (de forma diversa , Unk , Ukn o UK ). En tales casos, la magnitud se considera genérica y aproximada.

Se ha utilizado una etiqueta M h ("magnitud determinada a mano") cuando la magnitud es demasiado pequeña o los datos demasiado pobres (típicamente de equipos analógicos) para determinar una magnitud local, o múltiples choques o ruido cultural complican los registros. La Red Sísmica del Sur de California utiliza esta "magnitud" cuando los datos no cumplen con los criterios de calidad. [76]

Un caso especial es el catálogo de Sismicidad de la Tierra de Gutenberg & Richter (1954) . Aclamados como un hito como un catálogo global completo de terremotos con magnitudes calculadas uniformemente, [77] nunca publicaron los detalles completos de cómo determinaron esas magnitudes. [78] En consecuencia, mientras que algunos catálogos identifican estas magnitudes como M GR , otros usan UK (que significa "método computacional desconocido"). [79] Un estudio posterior encontró que muchos de los   valores de M s estaban "considerablemente sobreestimados". [80] Un estudio adicional ha encontrado que la mayoría de las   magnitudes M GR "son básicamente Ms   para choques grandes de menos de 40 km, pero son básicamente mB para choques grandes a profundidades de 40 a 60 km ". [81] Gutenberg y Richter también usaron una" M sin subíndice "en cursiva, no negrita [82] - también usaron como una magnitud genérica, y no debe confundirse con la M en negrita y no en cursiva que se usa para la magnitud del momento , y una "magnitud unificada" m (negrita agregada). [83] Si bien estos términos (con varios ajustes) se usaron en artículos en la década de 1970, [84]ahora son sólo de interés histórico. Una "M" ordinaria (sin cursiva, sin negrita) mayúscula sin subíndice se usa a menudo para referirse a la magnitud de manera genérica, donde un valor exacto o la escala específica utilizada no es importante.

Ver también [ editar ]

  • Magnitud de integridad

Notas [ editar ]

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

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Enlaces externos [ editar ]

  • Perspectiva: una comparación gráfica de la liberación de energía de un terremoto - Pacific Tsunami Warning Center
  • USGS ShakeMap Proporciona mapas casi en tiempo real del movimiento del suelo y la intensidad del temblor después de terremotos importantes.