Cómo se miden los terremotos
De una masa oscilante sobre un resorte a una red global que localiza un terremoto en minutos
El sismómetro
Un sismómetro mide el movimiento del suelo. En su centro hay una masa que, por su inercia, tiende a quedarse quieta mientras el suelo y el bastidor del instrumento se mueven a su alrededor. Se registra el movimiento relativo entre la masa y el bastidor; el trazo en papel o digital que produce es un sismograma.
Los primeros instrumentos usaban una pluma física sobre un tambor giratorio. Los sismómetros de banda ancha modernos usan un lazo de realimentación electrónico para mantener la masa en su sitio y miden la fuerza necesaria para lograrlo, lo que permite a un solo instrumento registrar desde el paso de un camión hasta el balanceo de todo el planeta tras un gran terremoto. Miles de ellos transmiten datos de forma continua a centros de datos de todo el mundo.
Ondas sísmicas
Un terremoto irradia varios tipos de onda, y llegan a una estación lejana en un orden fijo porque viajan a velocidades distintas:
- Ondas P (primarias) son de compresión — la roca se empuja y se estira en la dirección en que viaja la onda. Son las más rápidas (unos 6 km/s en la corteza superior) y llegan primero. Atraviesan sólidos y líquidos.
- Ondas S (secundarias) son de cizalla — la roca se mueve de lado a lado. Viajan a alrededor del 60 % de la velocidad de las ondas P y no pueden atravesar líquidos. Que no crucen el núcleo externo de la Tierra es la principal prueba de que el núcleo externo es líquido.
- Ondas superficiales viajan por la superficie de la Tierra, llegan las últimas y suelen tener la mayor amplitud. Causan la mayor parte de los daños por sacudida en un gran terremoto.
Localizar el terremoto
Como las ondas P adelantan a las S en una cantidad predecible, el intervalo entre la llegada de la P y la de la S en una estación indica a qué distancia estaba el terremoto — un intervalo mayor significa una fuente más lejana. Una estación da una distancia pero no una dirección. Con tres o más estaciones, los círculos de distancia que se cruzan fijan el epicentro; el software moderno ajusta los tiempos de llegada de decenas o cientos de estaciones a un modelo de la velocidad de las ondas dentro de la Tierra.
La profundidad es más difícil de obtener solo con estaciones lejanas. Se afina con ondas que rebotan en la superficie justo encima de la fuente (las fases pP y sP): el retardo entre la onda directa y su reflexión en la superficie depende de a qué profundidad ocurrió la ruptura. Una estación cercana justo encima del terremoto es lo que mejor acota la profundidad.
Magnitud y mecanismo
La magnitud se calcula a partir de la amplitud de las ondas registradas, corregida por la distancia. Para la magnitud de momento, los sismólogos invierten la forma de todo el registro para recuperar el momento sísmico y la orientación de la falla — el resultado se dibuja a menudo como un diagrama de “pelota de playa” que muestra si la falla se deslizó por cabalgamiento, por movimiento normal (extensional) o de desgarre.
En un gran terremoto, la primera magnitud automática, disponible en minutos, suele revisarse en las horas y días siguientes a medida que llegan más datos y los analistas la examinan. Es normal, y por eso las primeras noticias sobre la magnitud de un gran terremoto a veces cambian.
La red global
Ningún país por sí solo vigila todo el planeta. Redes de sismógrafos de más de 150 países comparten datos en tiempo real a través de la Federación Internacional de Redes de Sismógrafos Digitales (FDSN). En Estados Unidos, el Centro Nacional de Información Sísmica del USGS en Golden, Colorado, funciona las 24 horas y publica localizaciones de unos 20.000 terremotos al año en todo el mundo. El Centro Sismológico Internacional en el Reino Unido compila más tarde el catálogo mundial definitivo a largo plazo.
Los terremotos de este mapa proceden del catálogo del USGS construido sobre esos datos compartidos.
Terremotos anteriores a los sismómetros
Los primeros sismógrafos útiles datan de la década de 1890, y la cobertura global solo es fiable desde mediados del siglo XX. Los terremotos anteriores se reconstruyen a partir de otras pruebas:
- Relatos históricos — diarios, periódicos e informes oficiales se convierten en valores de intensidad y se cartografían, lo que da una localización y un tamaño aproximados.
- Paleosismología — excavar zanjas a través de una falla expone capas desplazadas por rupturas pasadas, que pueden datarse con radiocarbono.
- Depósitos de tsunami y turbiditas — capas de arena dejadas tierra adentro por tsunamis, y depósitos de deslizamientos submarinos desprendidos por sacudidas fuertes, registran terremotos prehistóricos.
El terremoto de Cascadia de magnitud ~9 del 26 de enero de 1700, frente al noroeste del Pacífico de América del Norte, se dató con precisión a partir de registros japoneses de un “tsunami huérfano” que llegó sin un terremoto local, contrastados con los anillos de árboles de bosques costeros ahogados (Atwater et al., 2005).
Fuentes
- Servicio Geológico de EE. UU. — “The Science of Earthquakes”, “How are earthquakes recorded? How are earthquakes measured?”, National Earthquake Information Center.
- EarthScope Consortium (antes IRIS) — “How Seismic Waves Move Through the Earth”, materiales educativos.
- Atwater, B. F. et al. (2005). The Orphan Tsunami of 1700. USGS Professional Paper 1707.
- Stein, S. y Wysession, M. (2003). An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure. Blackwell.