LOS TERREMOTOS
(Tertulia del 17/5/17. Francisco Quintana Lopez. Ing.
Industrial. Aforo:30 asistentes)
Terremoto
Se denominan, también, seísmos.
Concusión o sacudida del terreno producida por fuerzas que
actúan en el interior de la Tierra.
Se originan por el choque de placas tectónicas.
Algunos se originan por causas del vulcanismo. En estos
casos suelen ser muy locales.
Los deslizamientos de estas placas pueden tener dirección
vertical, horizontal o transversal.
Las ondas sísmicas se propagan como consecuencia de una
perturbación de los sólidos elásticos. Estas ondas tienen distinta velocidad y
llegan en las tres series siguientes: ondas
precursoras (ondas P), ondas preliminares (ondas S) y principales (ondas L).
Las ondas P se transmiten en sentido longitudinal en la
misma dirección de propagación; La S, al ser transversales, se transmiten
perpendicularmente; las ondas principales son las que se transmiten por la
superficie de la Tierra.
El aparato que detecta estas ondas es el sismógrafo y se
registran en sismogramas.
Para hacernos una idea de las cantidades de terremotos de
distinta magnitud podemos ver el Anexo I
Nociones de geología
de la Tierra
El planeta Tierra está formado por un núcleo, un manto y la
corteza.
El núcleo está formado, fundamentalmente, por hierro y
níquel, constituyendo dos capas, una sólida de unos 1200 Km de radio y otra
líquida de unos 2000 Km. de espesor.
El manto está formado por roca sólida de unos 3000 Km. de
espesor.
La corteza es la parte externa, de unos 50 Km. de espesor y
de roca más ligera que la del manto.
La composición de estas partes va en orden de densidad desde
el núcleo más pesado hasta la corteza menos pesada.
La razón por la que la parte más interna del núcleo sea
sólida es que allí se produce una gran presión, por lo que en el límite de esa
presión ya es líquida, porque no basta para mantenerla sólida.
La corteza terrestre es la zona más externa de la estructura
concéntrica de la geosfera, la parte sólida de la Tierra. Es comparativamente
delgada, con un espesor que varía de 5 km, en el fondo oceánico, hasta 70 km en
las zonas montañosas activas de los continentes.
Parece que la primera corteza en la Tierra se formó entre
los 4000 a 4500 millones de años. Los volúmenes de la corteza terrestre no han
sido constantes sino que se cree que se han aumentado a través del tiempo. Hace
2500 millones de años ya existía una masa importante de corteza manto. El
crecimiento, es decir el aumento en volumen de la corteza, se cree que ha
ocurrido en dos periodos: uno entre 2500 a 2700 millones de años y otro entre 1700
a 1900 millones de años.
Corteza terrestre
Existen dos tipos de corteza terrestre: la corteza oceánica
y la corteza continental.
Corteza oceánica
La corteza oceánica cubre aproximadamente el 55 % de la superficie
planetaria. Tiene menos espesor que la continental y se reconocen en ella tres
niveles. El nivel más inferior está formado por rocas plutónicas básicas. Sobre
éstas se sitúa el nivel II, de basaltos y rocas volcánicas. Sobre ésta se
asienta el nivel I, formado por los sedimentos, pelágicos del océano y terrígenos en las proximidades
de los continentes, que se van depositando paulatinamente en la corteza una vez
consolidadas.
La mayor parte de la corteza oceánica se sitúa bajo el mar,
a varios miles de metros de profundidad, pero hay excepciones: Islandia y la
República de Djibouti son como partes de dorsales medio oceánicas que asoman
por encima del nivel del mar. Además existen en los orógenos formaciones,
llamadas ofiolitas, que son fragmentos de corteza oceánica, sobre todo los
volcánicos submarinos, a los que la dinámica de las placas ha izado sobre el
continente.
El espesor de la corteza oceánica es de 6 a12 km, con un valor típico de 7 km. La
litosfera oceánica, de la que la corteza oceánica es la capa superior, se
recicla constantemente, engendrándose en las dorsales y descendiendo hacia el
manto junto a las fosas a través del fenómeno de la subducción (esto es debido
al aumento de la densidad). Las rocas más antiguas tienen así sólo 180 millones
de años. Su extensión (% de la superficie terrestre) es mucho menor que la del
océano, porque una parte significativa de los mares tienen en su fondo corteza
de tipo continental. Su densidad relativa es alta (2,9 g/cm3), como corresponde
a rocas plutónicas básicas.
Corteza continental
La corteza continental es de naturaleza menos homogénea, ya
que está formada por rocas con diversos orígenes y es horizontalmente
heterogénea. Hay que distinguir en ella regiones geológicamente activas, donde
abundan los procesos tectónicos y magmáticos y regiones antiguas y
consolidadas. En conjunto, la corteza continental contiene más silicio y
cationes más ligeros y, por tanto, es menos densa que la corteza oceánica y
desde luego que el manto. Tiene también un grosor mayor que la corteza
oceánica. A diferencia de ésta no vuelve al manto, no se recicla, aunque sí se
extiende, lo que ocurre por los procesos de la orogénesis, de manera que su
contribución al total de corteza terrestre va creciendo.
Los minerales más abundantes de esta zona son los cuarzos,
los feldespatos y las micas, y los elementos químicos más abundantes son:
oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio,
sodio, potasio y el magnesio, en forma de sales minerales.
Placas tectónicas
Una placa tectónica es un fragmento de litosfera que se
mueve como un bloque relativamente rígido sobre el manto superior de la Tierra.
La tectónica de placas es la teoría que explica la
estructura y dinámica de la superficie terrestre. Establece que la litosfera
(la zona dinámica superior más externa y rígida de la Tierra) está fragmentada
en una serie de placas que se desplazan sobre el manto. Esta teoría también
describe el movimiento de las placas, sus direcciones e interacciones. La
litosfera terrestre está dividida en grandes placas y en otras menores o
microplacas. En los bordes de las placas se concentra actividad sísmica,
volcánica y tectónica. Esto da lugar a la formación de grandes cadenas montañosas
y cuencas.
La Tierra es el único planeta del sistema solar con placas
tectónicas activas, aunque hay evidencias de que en tiempos remotos Marte,
Venus y alguno de los satélites galileanos (son los cuatro más grandes satélites
de Júpiter), fueron tectónicamente activos.
Descubrimiento
Aunque la teoría de la tectónica
de placas fue formalmente establecida en las décadas de 1960 y 1970, en
realidad es producto de más de dos siglos de observaciones geológicas y
geofísicas. En el siglo XIX se observó que en el pasado remoto de la Tierra
existieron numerosas cuencas sedimentarias, con espesores estratigráficos de
hasta diez veces los observados en el interior de los continentes, y que
–posteriormente– procesos desconocidos las deformaron y originaron cordilleras:
sucesiones montañosas de enormes dimensiones que pueden incluir sierras
paralelas. A estas cuencas se les denominó geosinclinales, y al proceso de
formación, orogénesis. Otro descubrimiento del siglo XIX fue una cadena
montañosa o dorsal en medio del océano Atlántico, que observaciones posteriores
mostraron que se extendía formando una red continua por todos los océanos. Un
avance significativo ocurrió entre 1908 y 1912, cuando Alfred Wegener, al mirar
las líneas de costa a ambos lados del Océano Atlántico y tras considerar cierta
información paleontológica, presentó la hipótesis de que las masas
continentales estaban en movimiento y que se habían fragmentado de un
supercontinente original al que denominó Pangea. Tales movimientos habrían
deformado los sedimentos acumulados en sus bordes y originado nuevas cadenas
montañosas. Wegener creía que los continentes se deslizaban sobre la superficie
de la corteza terrestre bajo los océanos como un bloque de madera sobre una mesa, y
que esto se debía a las fuerzas de marea producidas por la deriva de los polos.
Sin embargo, pronto se demostró que estas fuerzas son del orden de una
diezmillonésima a una centésima de millonésima de la fuerza gravitatoria, lo
cual hacía imposible plegar y levantar las masas de las cordilleras.
La teoría en la
actualidad
La teoría de la deriva continental, junto con la de la
expansión del fondo oceánico, quedaron incluidas en la teoría de la tectónica
de placas, nacida a mitad del siglo XX. Según esta teoría, el fenómeno del
desplazamiento sucede desde hace miles de millones de años gracias al movimiento
global en el manto (exceptuando la parte superior rígida que forma parte de la
litosfera), de la que depende que la litosfera sea reconfigurada y desplazada
permanentemente.
Esta nueva teoría difiere de la original de Wegener en que
considera el movimiento global y no sólo el continental.
Mediante la teoría de la Tectónica de placas se explicó
finalmente que todos estos fenómenos (deriva continental, formación de
cordilleras continentales y submarinas) son manifestaciones de procesos de
liberación del calor del interior de la Tierra. Los procesos que originan este calor
son:
El más importante es la desintegración de los elementos
radiactivos existentes en el manto terrestre, residuos del calor original que
la Tierra adquirió durante su génesis y que fundamentalmente son: 40K (potasio
40), 238U (uranio 238), 235U (uranio 235) y 232Th (torio 232).
Otro es el calor debido a la gravedad, que propicia el
desplazamiento de los elementos pesados hacia el centro y de los ligeros hacia
arriba. Al hacerlo, la fricción genera calor.
Por último, al enfriarse, el núcleo incrementa su tamaño,
como hemos indicado en varias ocasiones, la energía ni se crea ni se destruye,
por lo que este calor “perdido”, pasa al resto de los componentes de la Tierra.
Límites de placa
Límites divergentes.
Corresponden a aquellas en las que dos placas se separan.
Por ejemplo, la península de California que se separa del continente de América
del Norte (falla de San Andrés), produciendo los famosos terremotos de las
zonas de Los Ángeles y San Francisco
Límites convergentes
Corresponden a aquellas en las que dos placas se encuentran.
Hay dos casos muy distintos:
Subducción. Una de las placas se pliega en un ángulo
pequeño, hacia el interior de la Tierra, y se introduce bajo la otra. Hay dos
variantes, según la naturaleza de la litosfera en la placa que recibe la
subducción: a) de tipo continental, como ocurre en la subducción de la placa de
Nazca con respecto a la cordillera de los Andes; b) de litosfera oceánica,
donde se desarrollan fenómenos volcánicos en zonas insulares.
Colisión. Se originan cuando la convergencia facilitada por
la subducción provoca aproximación de dos masas continentales. Al final las dos
masas chocan, y con los materiales continentales de la placa que subduce emerge
un orógeno de colisión, que tiende a ascender sobre la otra placa. Así se
originaron cordilleras mayores, como el Himalaya y los Alpes.
Bordes de placa. Las
zonas de las placas contiguas a los límites (los bordes de placa) son las
regiones de mayor actividad geológica interna del planeta.
Vulcanismo. La
mayor parte del vulcanismo activo se genera en el eje de las dorsales, en los
límites divergentes.
Orogénesis. Es
decir, surgimiento de montañas. Es simultánea a la convergencia de placas.
Sismicidad.
Suceden algunos terremotos en las placas por fracturas en regiones centrales,
pero la mayoría se origina en los bordes de placa.
Placas tectónicas del
mundo
Actualmente existen las siguientes placas tectónicas en la
superficie de la Tierra con límites más o menos definidos, que se dividen en 15
placas mayores (o principales) y 42 placas menores (o secundarias).
En el Anexo II se describen las principales y secundarias
placas tectónicas hasta ahora descubiertas
Métodos de medición
de terremotos
Escala sismológica de
Mercalli
La ciudad chilena de Valdivia tras el terremoto de 1960, el
de mayor magnitud registrada hasta la fecha (9,5 MW). Alcanzó una intensidad de
XII en la escala de Mercalli.
La escala sismológica de Mercalli es una escala de doce
grados desarrollada para evaluar la intensidad de los terremotos a través de
los efectos y daños causados a distintas estructuras. Así, la intensidad de un
terremoto no está totalmente determinada por su magnitud, sino que se basa en
sus consecuencias, empíricamente observadas. Debe su nombre al físico italiano
Giuseppe Mercalli.
Historia
La escala de Mercalli se basó en la simple escala de diez
grados formulada por Michele Stefano Conte de Rossi y François-Alphonse Forel.
La escala de Rossi-Forel era una de las primeras escalas sísmicas para medir la
intensidad de eventos sísmicos. Fue revisada por el vulcanólogo italiano
Giuseppe Mercalli en 1884 y 1906.
En 1902, el físico italiano Adolfo Cancani amplió la escala
de Mercalli de diez a doce grados. Más tarde la escala fue completamente
reformulada por el geofísico alemán August Heinrich Sieberg y se conocía como
la escala de Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS). La escala de
Mercalli-Cancani-Sieberg fue posteriormente modificada por Harry O. Wood y
Frank Neumann en 1931 como la escala de Mercalli-Wood-Neumann (MWN). Finalmente
fue mejorada por Charles Richter, también conocido como el autor de otra escala
sismológica, la escala de Richter, que mide la magnitud de la energía liberada
durante un sismo.
En la actualidad, la escala se conoce como la escala de
Mercalli modificada (MM).
En el Anexo III se indican las magnitudes de esta escala
Escala sismológica de
Richter
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 Francis Richter (1900-1985).
La sismología mundial usa esta escala para determinar la fuerza
de sismos de una magnitud entre 2,0 y 6,9 y de 0 a 400 kilómetros de
profundidad. Aunque los medios de comunicación suelen confundir las escalas,
para referirse a eventos telúricos actuales se considera incorrecto decir que
un sismo «fue de magnitud superior a 7,0 en la escala de Richter», pues los
sismos con magnitud superior a 6,9 se miden desde 1978 con la escala
sismológica de magnitud de momento, por tratarse esta última de una escala que
discrimina mejor en los valores extremos.
Desarrollo
Fue desarrollada por Charles Francis 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.
El uso del 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, estos comúnmente detectan
movimientos con magnitudes negativas.
Debido a las limitaciones del sismómetro de torsión Wood-Anderson
usado para desarrollar la escala, la magnitud original no puede ser calculada
para temblores mayores a 6,8.
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.
A inicios del siglo XXI, la mayoría de los sismólogos
consideró obsoletas las escalas de magnitudes tradicionales, siendo estas
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.
Uso de las unidades en los medios de comunicación
En los medios de comunicación, en España y en Latinoamérica,
es corriente la combinación de los términos propios de la medida de magnitud
(energía) e intensidad (efectos), e incluso confundir ambos conceptos. Se puede
oír que el terremoto fue de 3,7 grados, empleando el término grado para
expresar la magnitud, cuando esa unidad o término es propia de la medida de
intensidades en la escala de Mercalli, en la que no existen valores decimales.
Otra manera que también se usa para resolver en falso esta
forma de indicar la importancia del terremoto es publicar que el terremoto tuvo
una magnitud de 3,7 grados, que resulta igualmente confusa, pues viene a ser
como decir que el corredor de maratón recorrió una distancia en tiempo en lugar
de en distancia.
En el Anexo IV se describen las magnitudes de esta escala
Escala sismológica de
magnitud de momento
La escala sismológica de magnitud de momento (MW) es una
escala logarítmica usada para medir y comparar terremotos. Está basada en la
medición de la energía total que se libera en un sismo, indicando con un solo número
la cantidad de energía liberada por el terremoto. Los períodos de oscilación de
las ondas sísmicas grandes son proporcionales al momento sísmico. Es por esto
que se suele medir la magnitud de momento a través de los períodos de
oscilación por medio de sismógrafos.
Fue introducida en 1979 por Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori
como la sucesora de la escala sismológica de Richter.
Una ventaja de la escala de magnitud de momento es que no se
satura cerca de valores altos. Es decir, a diferencia de otras escalas, esta 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 sismológica 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, dependiente del
Servicio Geológico de los Estados Unidos, usa esta escala para la medición de
terremotos de una magnitud superior a 6,9.
A pesar de lo anterior, la escala sismológica 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 este ha
sido medido en realidad con la escala de magnitud de momento. 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 «grados en la escala de Richter» para evitar errores.
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, en calor y en 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.
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.
Tal comparación no es muy significativa puesto que en los terremotos,
al igual que en las explosiones de armas nucleares subterráneas sólo alrededor
del 0,5% de la energía liberada se transforma en ondas sísmicas (energía
sísmica).
Para verdaderas pruebas nucleares subterráneas, la actual
eficiencia sísmica obtenida varía significativamente y depende de los
parámetros y el lugar de la prueba.
ANEXO I. Cantidades aproximadas de terremotos
2,0 Alrededor de 8000 por día
2,0-2,9 Alrededor
de 1000 por día
3,0-3,9 Unos
50 000 por año.
4,0-4,9 Unos
6000 por año.
5,0-5,9 Unos
800 por año.
6,0-6,9 Unos
100 por año.
7,0-7,9 Unos
20 por año.
8,0-8,9 De 1
a 3 por año.
9,0-9,9 Menos de 2 en 20 años
Mayor de 10 Nunca
registrado
ANEXO II. PLACAS TECTONICAS
Las 15 placas tectónicas mayores
Africana, Antártica, Arábiga, Cocos, Nazca, Caribe, Pacífico,
Euroasiática, Filipina, India, Indoaustraliana,
Juan de Fuca, Norteamericana, Scotia, Sudamericana
Las 42 placas tectónicas secundarias
Amuria, Adriática, Cabeza de Pájaro, Altiplano, Anatolia, Birmania,
Islas Bismarck del Norte, Islas Bismarck del Sur, Chiloé, Futuna, Gorda, Juan
Fernández, Kermadec, Manus, Maoke, Nubia, Ojotsk, Okinawa, Panamá, Pascua, Sandwich,
Shetland, Timor, Tonga, Sonda, Carolinas, Marianas, Nuevas Hébridas, Andes del
Norte, Arrecife de Balmoral, Arrecife de Conway, Explorador, Mar de Banda, Mar
Egeo o Helénica
Mar de las Molucas, Mar de Salomón, Iraní, Niuafo'ou, Rivera,
Somalí, Woodlark, Yangtze
ANEXO III. GRADOS DE LA ESCALA MERCALLI
La tabla siguiente es una guía aproximada de los grados de
la escala de Mercalli modificada.
I - Muy débil. Imperceptible
para la mayoría excepto en condiciones favorables. Aceleración menor a 0,5 Gal.
II - Débil. Perceptible
solo por algunas personas en reposo, particularmente aquellas que se encuentran
ubicadas en los pisos superiores de los edificios. Los objetos colgantes suelen
oscilar. Aceleración entre 0,5 y 2,5 Gal.
III - Leve. Perceptible
por algunas personas dentro de los edificios, especialmente en pisos altos.
Muchos no lo perciben como un terremoto. Los automóviles detenidos se mueven
ligeramente. Sensación semejante al paso de un camión pequeño. Aceleración
entre 2,5 y 6,0 Gal.
IV - Moderado. Perceptible
por la mayoría de personas dentro de los edificios, por pocas personas en el
exterior durante el día. Durante la noche algunas personas pueden despertarse.
Perturbación en cerámica, puertas y ventanas. Las paredes suelen hacer ruido.
Los automóviles detenidos se mueven con más energía. Sensación semejante al paso
de un camión grande. Aceleración entre 6,0 y 10 Gal.
V - Poco fuerte. Sacudida
sentida casi por todo el país o zona y algunas piezas de vajilla o cristales de
ventanas se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos
inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos
altos. Se detienen los relojes de péndulo. Aceleración entre 10 y 20 Gal.
VI - Fuerte. Sacudida
sentida por todo el país o zona. Algunos muebles pesados cambian de sitio y
provoca daños leves, en especial en viviendas de material ligero. Aceleración
entre 20 y 35 Gal.
VII - Muy fuerte. Ponerse
de pie es difícil. Muebles dañados. Daños insignificantes en estructuras de
buen diseño y construcción. Daños leves a moderados en estructuras ordinarias
bien construidas. Daños considerables en estructuras pobremente construidas.
Mampostería dañada. Perceptible por personas en vehículos en movimiento. Aceleración
entre 35 y 60 Gal.
VIII - Destructivo. Daños
leves en estructuras especializadas. Daños considerables en estructuras
ordinarias bien construidas, posibles derrumbes. Daño severo en estructuras
pobremente construidas. Mampostería seriamente dañada o destruida. Muebles
completamente sacados de lugar. Aceleración entre 60 y 100 Gal.
IX - Muy destructivo. Pánico
generalizado. Daños considerables en estructuras especializadas, paredes fuera
de plomo. Grandes daños en importantes edificios, con derrumbes parciales.
Edificios desplazados fuera de las bases. Aceleración entre 100 y 250 Gal.
X - Desastroso. Algunas
estructuras de madera bien construidas quedan destruidas. La mayoría de las
estructuras de mampostería y el marco destruido con sus bases. Vías
ferroviarias dobladas. Aceleración entre 250 y 500 Gal.
XI - Muy desastroso. Pocas
estructuras de mampostería, si las hubiera, permanecen en pie. Puentes
destruidos. Vías ferroviarias curvadas en gran medida. Aceleración mayor a 500
Gal.
XII - Catastrófico. Destrucción
total con pocos supervivientes. Los objetos saltan al aire. Los niveles y
perspectivas quedan distorsionados. Imposibilidad de mantenerse en pie.
Anexo IV. MAGNITUDES DE LA ESCALA DE RICHTER Y SU
EQUIVALENTE EN ENERGÍA LIBERADA.
Magnitud, Equivalencia de la energía TNT y principales
terremotos
–1,5 1
g Rotura de una roca en una mesa de
laboratorio
1,0 170
g Pequeña explosión en un sitio de
construcción
1,5 900
g Bomba convencional de la Segunda
Guerra Mundial
2,0 6
kg Explosión de un tanque de gas
butano
2,2 10
kg Algunos de los sismos diarios en la
Falla de San Andrés.
3,0 180
kg Explosión de una planta de gas
3,5 450
kg Explosión de una mina
4,0 6
t Bomba atómica de baja potencia.
5,0 200 t Terremoto de Albolote en 1956 (Granada España) y Terremoto de Lorca
de 2011 (Murcia, España)
5,1 Terremoto provocado por una
prueba nuclear de Corea del Norte de enero del 2016
5,3 Terremoto provocado por una
prueba nuclear de Corea del Norte de septiempre de 2016
5,5 500 t Terremoto de El Calvario (Colombia) de 2008, Terremoto de Popayán
1983 (Colombia) y Terremoto del Río de la Plata de 1888 (Buenos Aires,
Argentina - Uruguay)
6,0 1 270 t Terremoto de Double Spring Flat de 1994
(Nevada, Estados Unidos)
6,1 Terremoto
de Salta de 2010
6,2 Terremoto de Costa Rica de
2009, Terremoto del Estado Carabobo (Venezuela) de 2009, Terremoto de Managua
de 1972 (Nicaragua)
6,3 Terremoto de mar de Alborán
de 2016 (Melilla, España) y Terremoto Amatrice (Lacio, Italia)
6,4 Terremoto de Armenia de 1999
(Armenia, Colombia) y Terremoto en Salta de 2010 (Argentina)
6,5 30.000 t Terremoto de Northridge de 1994 (California,
Estados Unidos), Terremoto de Guerrero de 2011 (México) y Terremoto de la costa
de Tarapacá de 2009 (Iquique, Chile)
6,6 50 000 t Terremoto de Los Santos de 2015 (Los
Santos SD, Colombia)
6,7 Terremoto de L'Aquila de 2009
(Italia), Terremoto del Perú de 2011 (Ica, Perú), Terremoto de Veracruz de 2011
(Veracruz, México), Terremoto de Zapallar de 2012 (Zapallar, Chile), Terremoto
de Tecpan, Guerrero 8 mayo del 2014, Terremoto de la India, al noroeste de la
ciudad de Imphal, cerca de Himalaya 4 enero de 2016.
6,8 Terremoto
de Bolivia de 1998 (Aiquile, Bolivia)
6,9 Terremoto de zona pacífica en
Colombia (Departamentos de Nariño, Valle del Cauca y Cauca) 2013
7,0 200 000 t
7,1 Terremoto de Biobío-Araucanía
de 2011 (Chile), Terremoto de Punitaqui de 1997 (Chile), Terremoto de Alaska de
2016
7,2 250 000 t Terremoto de Spitak 1988 (Armenia), Terremoto
de Baja California de 2010 (Mexicali, Baja California), Terremoto de Ecuador de
2010 (180 kilómetros de Ambato), Terremoto de Guerrero de 2014
7,3 Terremoto de Veracruz de 1973
(México), Terremoto en Honduras de 2009(Honduras), Terremoto de Xinjiang de
2014 (China)
7,4 550.000 t Terremoto de La Ligua de 1965 (Chile), Terremoto
de Guatemala de 2012, Terremotos de Guerrero-Oaxaca de 2012 (Oaxaca, México)
7,5 750.000 t Terremoto de Caucete 1977 (Argentina)
Terremoto de Oaxaca de 1999
(México), Terremoto de Guatemala de 1976, Réplica del Terremoto de Iquique de
2014 (Chile), Terremoto de Afganistán de 2015
7,6 Terremoto de Colima de 2003
(México), Terremoto de Costa Rica de 2012
7,7 Terremoto de Limón de 1991
(Limón, Costa Rica y Bocas del Toro, Panamá), Terremoto de Orizaba de 1937
(Veracruz, México), Terremoto de Tocopilla de 2007 (Tocopilla, Chile), Terremoto
de México de 1957 (México), Réplica del Terremoto de Iquique de 2014 (Chile)
7,8 1.250.000 t Terremoto de Sichuan de 2008 (China), Terremoto
de Tarapacá de 2005 (Iquique, Chile), Terremoto de Nepal de abril de 2015, Terremoto
de Ecuador de 2016, Terremoto de Christchurch noviembre 2016 (Nueva Zelanda), Terremoto
de Sumatra de 2016
7,9 6.000.000 t Terremoto de Áncash de 1970 (Perú)
8,0 10 000 000 t Terremoto del Perú de 2007 (Pisco, Perú), Terremoto
de Algarrobo de 1985 (Chile)
8,1 16.500.000 t Terremoto de México de 1985 (Michoacán, México)
8,2 Terremoto de Arica e Iquique
de 2014 (Chile), Terremoto de Valparaíso de 1906 (Chile)
8,3 50.000.000 t Bomba del Zar
8,4 50.200.000 t Terremoto Illapel, 2015 (Chile)
8,5 120.000.000 t Terremoto de Sumatra de 2007, Terremoto del sur
del Perú de 2001 (Arequipa, Perú), Terremoto de Valdivia de 1575 (Chile)
8,6 120.500.000 t Terremoto de Sumatra de 2012, Terremoto de
Vallenar de 1922 (Chile)
8,7 Terremoto
de Valparaíso de 1730 (Chile)
8,8 210 000 000 t Terremoto de Cobquecura de 2010 (Chile), Terremoto
de Ecuador y Colombia de 1906
9,0 240 000 000 t Terremoto de Japón de 2011
9,1 260 000 000 t Terremoto del océano Índico de 2004 (Sumatra,
Indonesia)
9,2 260 000 000 t Terremoto de Anchorage de 1964 (Alaska, Estados
Unidos)
9,5 290 000 000 t Terremoto de Valdivia de 1960 (Chile)
10,0 630 000 000 t Estimado para el choque de un meteorito rocoso
de 2 km de diámetro que impacte a 25 km/s (90 000 km/h)
12 1
teratón Fractura de la Tierra por el centro
Cantidad de
energía solar recibida diariamente en la Tierra
