Los
Terremotos o Sismos
Guía
simple para su valoración
ZONAS DE
MAYOR INFLUENCIA
Hay
dos zonas en el globo terráqueo donde ocurren el 95% de los sismos. La primera
bordea el Océano Pacífico, y se localiza en los territorios de las grandes
montañas, como ocurre en las costas occidentales de las Américas; o donde las
montañas brotan desde las profundidades de los Océanos para formar extensas
superficies sobre el nivel del mar. Por ejemplo, las Is. Galápagos entre otras.
La
segunda zona de temblores recorre el Caribe, llega al Mar Mediterráneo,
atraviesa los Alpes y se extiende hasta las montañas del Himalaya.
Como
se ve, una vastísima superficie de nuestra nave intergaláctica llamada Tierra.
Por lo tanto, todo lo que se encuentre dentro de los límites de esas zonas,
está supeditado a sufrir (si ya no lo hizo) algún sismo a futuro.
Conocer
algunas técnicas, manejar información elemental nos permitirá como
radioaficionados servir mucho mejor, al momento de dar una mano en las labores
de comunicaciones de emergencias, cuando éstos fenómenos azoten la zona en la
cual nos encontremos. Y nuestra estación sea llamada a servir en pos de la
salvaguarda de la vida y los bienes de nuestros hermanos.
CLASES DE SISMOS:
Los
científicos has determinado dos clases de sismos, teniendo en cuenta su origen:
Los Sismos Volcánicos y los Tectónicos. Los primeros provocados por la erupción
a gran escala de volcanes, con o sin aviso previo. Los segundos, producidos por el desplazamiento de las capas
de la superficie terrestre, lo que provoca movimientos y fuerzas increíbles;
que se dejan sentir muchas de las veces, a miles de kilómetros de distancia.
Antes
y después del sismo mayor, se producen en el mismo lugar decenas (a veces
centenas) de pequeños temblores que se denominan “precursoras” o “réplicas”
según ocurran antes o después del principal. Los relatos de testigos
presenciales, hablan de que las réplicas son mucho más notorias y en algunos
casos; hasta más destructivas que los sismos principales (el último ocurrido en
Italia por ejemplo)
Podemos
y debemos agregar entre estos fenómenos, los denominados Tsunamis o Maremotos
(Tsunami es la palabra Japonesa universalmente aceptada para definir a este
desastroso avance de las aguas tierra adentro) que se producen como resultado
de un sismo tectónico, cuyo epicentro o foco se encuentra mar adentro.
MAGNITUD E INTENSIDAD:
La
intensidad de un sismo es la fuerza con que se siente un temblor en un
determinado punto sobre la superficie terrestre. Por su parte la magnitud de un
sismo, es una medida cuantitativa de la energía liberada por el terremoto y se
mide por la escala de Richter que no tiene tope máximo y que se comprueba en
forma instrumental.
Es
necesario que en caso de desastres de este tipo, los radioaficionados
reportemos los mismos no como “suaves” o “fuertes”; sino dando una mejor idea
del mismo, aplicando la escala Mercalli que a continuación se detalla.
Resumen
de la Escala de Mercalli para Medir
la
Intensidad de un Sismo
1º Solo lo advierten pocas y contadas personas en condiciones de
perceptibilidad favorable.
2º Lo perciben personas en estado de reposo, en especial aquellas
que habitan la parte superior de los edificios altos.
3º Percibido en interiores de edificios y casas. Se confunde la
mayor de las veces (en especial por aquellas personas poco habituadas a las
zonas sísmicas) con la vibración producida por el paso de un vehículo liviano.
4º Oscilan los objetos colgantes. Crujen los tabiques de madera. Los
automóviles detenidos se mueven al igual que los muebles. Algunas veces y
dependiendo de la duración del mismo, oscilan algunas puertas livianas y bien
lubricadas. Lo percibe un número importante de personas.
5º Lo percibe la mayoría de las personas, tanto dentro de las casas
o edificios como en el exterior. Es capaz de despertar a personas dormidas. Los
líquidos oscilan en sus recipientes y hasta se derraman si estos carecen de
tapas. Los objetos sueltos se mueven o se vuelcan, se altera el ritmo de los
péndulos de los relojes y hasta se detiene mucho de ellos.
6º Lo perciben todas personas. Se quiebran vidrios de ventanas,
vajilla u objetos frágiles. Juguetes, libros y otros objetos se caen de sus
estantes. Se mueven o desplazan los muebles. Se producen grietas en las paredes.
Se ve el movimiento de los árboles y arbustos, carteles, mástiles, torres,
postes o se les oye crujir. Las campanas de las iglesias tañen por el
movimiento de sus badajos. En las piletas y tanques de agua, se percibe el
movimiento del agua, que muchas veces se derrama.
7º Se experimenta dificultad para mantenerse de pié. Daños de
consideración en estructuras de albañilería se observan en el entorno. Caen
trozos de paredes y techos. Se vuelcan grandes objetos. En los lagos y lagunas
se perciben ondas y su agua se enturbia. Se dañan los canales y cañerías.
Grandes objetos son desplazados por doquier. Tañen las campanas. Se desprenden
cuadros o colgantes de las paredes. Afectación de estructuras precarias como
ser, ranchos, casas, cobertizos, etc.
8º Difícil e inseguro el manejo de vehículos. Daños de consideración
y derrumbes en las estructuras bien construidas. Caen muros, chimeneas,
monumentos, columnas, tanques elevados y torres. Se observan fisuras en las
piletas, en los estanques y hasta en el piso. Se desplazan las casas de madera
o prefabricadas. Se quiebran las ramas de los grandes árboles. Se notan cambios
en los cursos de agua y en la temperatura de las vertientes naturales y los
pozos artesianos. Grietas profundas y anchas en el suelo húmedo.
9º Pánico general entre la población. Los cimientos se dañan
irremediablemente. Se quiebran las cañerías subterráneas de gas, agua, cloacas.
Sufren grandes daños los depósitos de agua, combustibles y gas. Grietas
grandísimas en los suelos secos. Puede verse mucho material disperso en torno a
donde nos encontramos ubicados. Se caen árboles. Se vuelcan automóviles y hasta
pueden darse vuelta. Daños en los campanarios, edificios de altura. Caída de
techos, aleros, paredes. Se pueden descarrilar trenes y subterráneos en
movimiento. Y sus rieles sufrir deformaciones.
10º Se destruye gran parte de la albañilería de todas clases. Se viene
abajo las estructuras pre ensambladas de madera, hierro u otros materiales.
Daños de consideración o destrucción total de puentes, autopistas, edificios
altos. Deslizamiento de taludes y muros en los terrenos. El agua de los canales
y ríos sale de sus causes avanzando sobre las riberas. El lodo y la arena se
desplazan horizontalmente sobre las playas y los terrenos planos. Los rieles de
las vías férreas se desplazan o deforman.
11º Quedan en pié muy pocas estructuras. Colapsan las redes de
distribución. Se caen todos los puentes. Se cortan o desplazan las rutas. Las
cañerías subterráneas quedan totalmente inutilizadas. Colapsan porciones de
cerros.
12º Daños totales. Gran mortandad de personas. Se desplazan masas de
rocas. Saltan al aire los objetos. Los niveles y perspectivas quedan distorsionados.
ANÁLIS
TÉCNICO DE LA INTENSIDAD,MAGNITUD Y LA ENERGÍA DE UN SISMO
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.
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, 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.
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):
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.
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):
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):
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).
o M. En
varias partes del mundo se utilizan diferentes definiciones de estas
magnitudes; casi todas ellas están basadas en el logaritmo de la amplitud del
desplazamiento del terreno (la amplitud leída en el sismograma se divide entre
la amplificación del sismógrafo para la frecuencia predominante de la onda
correspondiente) corregida por factores que dependen de la distancia (a veces
también de la región epicentral) y de la profundidad hipocentral, así como del
periodo de las ondas observadas (8, 9, 10 y 11).
No es raro que los medios
de información añadan (de su cosecha) las palabras "de Richter" a
cualquier valor de magnitud del que estén informando. Sin embargo es muy
probable, sobre todo para sismos muy grandes y/o lejanos, que sea alguna otra
la magnitud medida. La magnitud de Richter tiene dos problemas graves: un sismo
grande satura los sismógrafos cercanos a él (es decir, produce ondas
mayores de las que los aparatos pueden registrar, resultando en registros que
aparecen truncados), de manera que no podemos saber cuánto vale el
desplazamiento máximo. Es común que los sismógrafos no saturados se hallen
fuera del rango de los 600 km para el cual es válida la definición de . Sin embargo, es
factible obtener una estimación de a partir de registros
de acelerógrafos o de sismógrafos de gran rango dinámico, construyendo un
sismograma pseudo-Wood-Anderson, mediante técnicas de filtrado y procesamiento
digital (12 y 13).
. Sin embargo, es
factible obtener una estimación de a partir de registros
de acelerógrafos o de sismógrafos de gran rango dinámico, construyendo un
sismograma pseudo-Wood-Anderson, mediante técnicas de filtrado y procesamiento
digital (12 y 13).
Otro problema es que, como
vimos antes, la ruptura asociada con un sismo grande dura bastante tiempo y
radia energía durante todo este tiempo; por lo tanto, como esta definición de
magnitud se refiere solamente a una característica momentánea del sismograma,
leída además en un instrumento de periodo corto, resulta que no puede
distinguir entre un sismo que genere un pulso de una amplitud determinada y
otro que produzca varios pulsos de la misma amplitud. Este efecto es conocido
como saturación (también) de la magnitud, y hace que la magnitud de
Richter sea confiable sólo para sismos menores del grado 7.
Este problema de la
saturación de la magnitud se aplica también a los otros tipos de magnitudes
mencionados: 
, que es leída también
para periodos cortos, se satura alrededor del grado 7; ,
que es determinada de
ondas de alrededor de 20s, se satura para grados mayores de 8.3 (14). En
general, cualquier medida de magnitud se satura cuando el periodo dominante de
las ondas observadas es menor que el tiempo de ruptura de la fuente sísmica.
Para evitar este efecto han sido utilizadas escalas de magnitud basadas en
medidas a periodos mucho más largos (15), y actualmente es común utilizar la
magnitud de momento Mw (16), cuyo valor se calcula a partir del logaritmo
del momento sísmico Mo como:
, 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:
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):
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:
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.
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.
Problemas de la escala sismológica de Richter
El
mayor problema con la magnitud local ML
o de Richter radica en que es difícil relacionarla con las características
físicas del origen del terremoto. Además, existe un efecto de saturación para
magnitudes cercanas a 8,3-8,5, debido a la ley de Gutenberg-Richter del escalamiento del
espectro sísmico que provoca que los métodos tradicionales de
magnitudes (ML, Mb, MS) produzcan estimaciones
de magnitudes similares para temblores que claramente son de intensidad
diferente. A inicios del siglo XXI, la mayoría de los sismólogos
consideró obsoletas las escalas de magnitudes tradicionales, siendo éstas
reemplazadas por una medida físicamente más significativa llamada momento sísmico, el cual
es más adecuado para relacionar los parámetros físicos, como la dimensión de la
ruptura sísmica y la
energía liberada por el terremoto.
En
1979, los sismólogos Thomas C.
Hanks y Hiroo Kanamori, investigadores del Instituto de Tecnología de California,
propusieron la escala sismológica de magnitud de
momento (MW),
la cual provee una forma de expresar momentos sísmicos que puede ser
relacionada aproximadamente a las medidas tradicionales de magnitudes sísmicas.1
Tabla de magnitudes
La
mayor liberación de energía que ha podido ser medida fue durante el terremoto ocurrido en la ciudad de Valdivia (Chile),
el 22 de mayo de 1960,
el cual alcanzó una magnitud de momento (MW) de 9,5.
A
continuación se describen los efectos típicos de los sismos de diversas
magnitudes, cerca del epicentro. Los valores son estimados y deben tomarse con
extrema precaución, ya que la intensidad y los efectos en la tierra no sólo
dependerán de la magnitud del sismo, sino también de la distancia del
epicentro, la profundidad, el foco del epicentro y las condiciones geológicas
(algunos terrenos pueden amplificar las señales sísmicas). (Basado en
documentos de U.S. Geological Survey.)
|
Magnitudes Richter
|
Descripción
|
Efectos de un sismo
|
Frecuencia de ocurrencia
|
|
Menos de
2,0
|
Micro
|
Los
microsismos no son perceptibles.
|
Alrededor
de 8.000 por día
|
|
2,0-2,9
|
Menor
|
Generalmente
no son perceptibles.
|
Alrededor
de 1.000 por día
|
|
3,0-3,9
|
Perceptibles
a menudo, pero rara vez provocan daños.
|
49.000 por
año.
|
|
|
4,0-4,9
|
Ligero
|
Movimiento
de objetos en las habitaciones que genera ruido. Sismo significativo pero con
daño poco probable.
|
6.200 por
año.
|
|
5,0-5,9
|
Moderado
|
Puede
causar daños mayores en edificaciones débiles o mal construidas. En
edificaciones bien diseñadas los daños son leves.
|
800 por
año.
|
|
6,0-6,9
|
Fuerte
|
Pueden ser
destructivos en áreas pobladas, en hasta unos 160 kilómetros a la redonda.
|
120 por
año.
|
|
7,0-7,9
|
Mayor
|
Puede
causar serios daños en extensas zonas.
|
18 por
año.
|
|
8,0-8,9
|
Gran
|
Puede
causar graves daños en zonas de varios cientos de kilómetros.
|
1 por año.
|
|
9,0-9,9
|
Devastadores
en zonas de varios miles de kilómetros.
|
1 en 20
años.
|
|
|
10,0+
|
Épico
|
Nunca
registrado; ver tabla de más abajo para el equivalente de energía sísmica.
|
En la
historia de la humanidad (y desde que se tienen registros históricos de los
sismos) nunca ha sucedido un terremoto de esta magnitud.
|
A
continuación se muestra una tabla con las magnitudes de la escala y su
equivalente en energía liberada.
|
Magnitud
Richter |
Magnitud
de momento |
Equivalencia de
la energía TNT |
Referencias
|
|
–1,5
|
1 g
|
Rotura de
una roca en una mesa de laboratorio
|
|
|
1,0
|
170 g
|
Pequeña
explosión en un sitio de construcción
|
|
|
1,5
|
910 g
|
Bomba
convencional de la Segunda Guerra Mundial
|
|
|
2,0
|
6 kg
|
Explosión
de un tanque de gas butano
|
|
|
2,5
|
29 kg
|
Bombardeo
a la ciudad de Londres
|
|
|
3,0
|
181 kg
|
Explosión
de una planta de gas
|
|
|
3,5
|
455 kg
|
Explosión
de una mina
|
|
|
4,0
|
6 toneladas
= 6 t
|
Bomba
atómica de baja potencia.
|
|
|
5,0
|
199 t
|
Terremoto
de Albolote
en 1956 (Granada España) , Terremoto de Lorca de 2011 (Murcia,
España), Terremoto
de Tenerife de 1989 Canarias, España
|
|
|
5,5
|
500 t
|
||
|
6,0
|
1.270 t
|
Terremoto
de Double Spring Flat de 1994 (Nevada, Estados Unidos)
|
|
|
6,1
|
Terremoto en Managua (Nicaragua)
de 1972)
|
||
|
6,2
|
|||
|
6,4
|
Terremoto de Armenia de 1999
(Armenia,
Colombia)
|
||
|
6,5
|
31.550 t
|
Terremoto de Northridge de 1994
(California,
Estados Unidos), Terremoto de Guerrero de 2011
(México)
|
|
|
6.7
|
Terremoto
del Perú de 2011 (Ica, Perú), Terremoto de Veracruz de 2011
|
||
|
6.8
|
Terremoto
de Ciudad de México, Terremoto de Aiquile(Bolivia)
|
||
|
7,0
|
199.000 t
|
Grommet
Cannikin (Isla Amchitka)
|
|
|
7,2
|
250.000 t
|
Terremoto de Spitak 1988 (Armenia)
Terremoto en Puerto Rico 21 enero3 Terremoto de Baja California de 2010 (Mexicali, Baja California) Terremoto de Ecuador de 2010 (180 kilómetros de Ambato) |
|
|
7,4
|
550.000 t
|
Terremoto de La Ligua de 1965
(Chile)
|
|
|
7,5
|
750.000 t
|
Terremoto de Caucete 1977 (Argentina)
Terremoto de Oaxaca de 1999 (México)
|
|
|
7,6
|
Terremoto de Colima de 2003 (México)
|
||
|
7,7
|
Terremoto de Limón de 1991 (Limón, Costa
Rica y Bocas del Toro, Panamá)
Terremoto de México de 1957 (México)
|
||
|
7,8
|
1.250.000
t
|
Terremoto de Sichuan de 2008
(China)
|
|
|
7.9
|
5.850.000
t
|
Terremoto del Perú de 2007 (Pisco, Perú)
|
|
|
8,1
|
6.450.000
t
|
Terremoto de México de 1985 (Distrito
Federal, México)
|
|
|
8,5
|
31,55
millones de t
|
Terremoto
de Sumatra de 2007
|
|
|
8,5
|
Terremoto de Valdivia de 1575
(Chile)
|
||
|
8,5
|
Terremoto de Veracruz de 1973
(México)
|
||
|
8,8
|
210
millones de t
|
||
|
8,9
|
|||
|
9,0
|
240
millones de t
|
||
|
9,3
|
260
millones de t
|
Terremoto del océano Índico de 2004
Terremoto de Anchorage de 1964 (Alaska, Estados Unidos) |
|
|
9,5
|
290
millones de t
|
Terremoto de Valdivia de 1960
(Chile)
|
|
|
10,0
|
630
millones de t
|
||
|
12,0
|
1000
millones de t = 106 megatones
= 1 teratón
|
Fractura de
la Tierra por el centro
Cantidad de energía solar recibida diariamente en la Tierra |
|
|
13,0
|
108
megatones
= 100 teratones
|
Impacto en
la península de Yucatán que causó el cráter de Chicxulub hace 65 millones de
años
|
|
|
25.0
|
1.200.000
trillones de bombas nucleares de Hiroshima
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Impacto de
Theia hace 4.000 millones de años. No
hay lugar preciso del impacto debido al tamaño del planetoide.
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