Escalas de magnitud sísmica -Seismic magnitude scales

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 de la sacudida del suelo (temblor) causada 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 que se utilizan las magnitudes.

Magnitud del terremoto e intensidad del movimiento del suelo

La corteza terrestre está estresada por fuerzas tectónicas . Cuando esta tensión se vuelve lo suficientemente grande como para romper la corteza, o para superar la fricción que evita que un bloque de corteza se deslice junto a otro, se libera energía, parte de ella en forma de varios tipos de ondas sísmicas que provocan el movimiento 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 temblores de tierra. Está "aproximadamente relacionado con la energía sísmica liberada".

Mapa isosísmico del terremoto de Illinois de 1968 . La distribución irregular de las sacudidas surge de las variaciones de la geología y/o las condiciones del suelo.

La intensidad se refiere a la intensidad o fuerza de la sacudida en un lugar determinado y puede relacionarse con la velocidad máxima del suelo. Con un mapa isosístico de las intensidades observadas (ver ilustración), la magnitud de un terremoto se puede estimar tanto a partir de la máxima intensidad observada (por lo general, pero no siempre, cerca del epicentro ) como a partir de la extensión del área donde se sintió el terremoto.

La intensidad del movimiento local del suelo depende de varios factores además de la magnitud del terremoto, siendo uno de los más importantes 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 suelen resonar, lo que aumenta la duración de la sacudida. Por eso, en el terremoto de Loma Prieta de 1989 , el distrito de Marina de San Francisco fue una de las zonas más dañadas, aunque estuvo a casi 100 km del epicentro. Las estructuras geológicas también fueron significativas, como cuando las ondas sísmicas que pasan por debajo del extremo sur de la Bahía de San Francisco se reflejaron en la base de la corteza terrestre hacia San Francisco y Oakland. Un efecto similar canalizó las ondas sísmicas entre las otras grandes fallas de la zona.

Escalas de magnitud

Sismograma típico. Las ondas P de compresión (siguiendo las líneas rojas), esencialmente sonido que atraviesa la roca, son las ondas sísmicas más rápidas y llegan primero, generalmente en unos 10 segundos para un terremoto a unos 50 km de distancia. Las ondas S que se agitan 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 de cuerpo , que pasan directamente a través de la corteza terrestre. Después de las ondas S, hay varios tipos de ondas superficiales, ondas de amor y ondas de Rayleigh , que viajan solo en la superficie de la tierra. Las ondas superficiales son más pequeñas para los terremotos profundos, que tienen menos interacción con la superficie. Para los terremotos poco profundos (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 severos.

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 a través de la cual viajan las ondas. 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. 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 de la información disponible. Todas las escalas de magnitud conservan la escala logarítmica diseñada por Charles Richter y se ajustan para que el rango medio se correlacione aproximadamente con la escala "Richter" original.

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 .

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 escalas de magnitud principal, M L  , M s  , mb , mB y mb Lg  .

Escala de magnitud "Richter"

La primera escala para medir la magnitud de los terremotos, desarrollada en 1935 por Charles F. Richter y popularmente conocida como escala "Richter", es en realidad laEscala de magnitud local ,etiqueta ML o ML . Richter estableció dos características ahora comunes a todas las escalas de magnitud.

  1. Primero, la escala es logarítmica, de modo que cada unidad representa un aumento de diez veces en la amplitud de las ondas sísmicas. 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.
  2. En segundo lugar, Richter definió arbitrariamente el punto cero de la escala donde un terremoto a una distancia de 100 km hace 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.  [ punto ] . Las escalas de magnitud subsiguientes se calibran para estar aproximadamente de acuerdo con la escala "Richter" (local) original alrededor de la magnitud 6.

Todas las magnitudes "Locales" (ML) se basan en la amplitud máxima de la sacudida 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 de la sacudida.

La escala "Richter" original, desarrollada en el contexto geológico del sur de California y Nevada, más tarde resultó ser 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. . 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 superiores a 4,0 como magnitud de momento (abajo), que la prensa describe como "magnitud de Richter".

Otras escalas de magnitud "locales"

La escala "local" original de Richter se ha adaptado para otras localidades. Estos pueden estar etiquetados como "ML", o con una " l" minúscula, ya sea Ml o Ml . (No debe confundirse con la escala rusa MLH de ondas superficiales). El hecho de que los valores sean comparables depende de si las condiciones locales se han determinado adecuadamente y la fórmula se ha ajustado adecuadamente.

Escala de magnitud de la Agencia Meteorológica de Japón

En Japón, para terremotos poco profundos (profundidad < 60 km) dentro de los 600 km , la Agencia Meteorológica Japonesa calcula una magnitud denominada MJMA , MJMA o M. J(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; concuerdan "bastante bien" con la magnitud del momento sísmico M w   en el rango de 4,5 a 7,5, pero subestiman magnitudes mayores.

Escalas de magnitud de onda corporal

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

escala mB

La "magnitud de onda corporal" original, mB o m B ("B" mayúscula), fue desarrollada por Gutenberg ( 1945b , 1945c ) y Gutenberg & Richter (1956) para superar las limitaciones de distancia y magnitud de la escala M L   inherentes a el 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. El uso de mB como se definió originalmente se ha abandonado en gran medida, ahora reemplazado por la escala estandarizada mB BB .

escala mb

La escala mb o m b (minúsculas "m" y "b") es similar a mB, pero usa solo ondas P medidas en los primeros segundos en un modelo específico de sismógrafo de período corto. Se introdujo en la década de 1960 con el establecimiento de la Red mundial de sismógrafos estandarizados (WWSSN); el período corto mejora la detección de eventos más pequeños y discrimina mejor entre terremotos tectónicos y explosiones nucleares subterráneas.

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

báscula mb lg

Las diferencias en la corteza subyacente de América del Norte al este de las Montañas Rocosas hacen que esa área sea más sensible a los terremotos. Se muestra aquí: el terremoto de Nuevo 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 M L original no podía manejar: toda América del Norte al este de las Rocallosas . montañas _ La escala M L se desarrolló en el sur de California, que se encuentra sobre bloques de corteza oceánica, típicamente basalto o roca sedimentaria, que se han acrecentado 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 parte de granito , una roca más dura con diferentes características sísmicas. En esta área, la escala M L da resultados anómalos para los terremotos que, según otras medidas, parecían equivalentes a los terremotos de California.

Nuttli resolvió esto midiendo la amplitud de las ondas Lg de período corto (~1 seg.), una forma compleja de la onda Love que, aunque era una onda superficial, encontró que proporcionaba un resultado más relacionado con la escala mb que con la M s   escala. 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.

Escalas de magnitud de ondas superficiales

Las ondas superficiales se propagan a lo largo de la superficie de la Tierra y son principalmente ondas de Rayleigh u ondas de Love . En los terremotos poco profundos, las ondas superficiales transportan la mayor parte de la energía del terremoto y son las más destructivas. Los terremotos más profundos, al tener menos interacción con la superficie, producen ondas superficiales más débiles.

La escala de magnitud de ondas superficiales, denotada diversamente como Ms , M S y M s , se basa en un procedimiento desarrollado por Beno Gutenberg en 1942 para medir terremotos superficiales más fuertes o más distantes de lo que podía manejar la escala original de Richter. En particular, midió la amplitud de las ondas superficiales (que generalmente producen las mayores amplitudes) durante un período de "unos 20 segundos". La escala M s   concuerda aproximadamente con M L   en ~6, luego diverge hasta en media magnitud. Una revisión de Nuttli (1983) , a veces denominada M Sn , mide solo las 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) ). 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. 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.

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

Escalas de magnitud de momento y magnitud de energía

Otras escalas de magnitud se basan en aspectos de las ondas sísmicas que solo reflejan indirecta e incompletamente 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 Mw , desarrollada por Kanamori (1977) y Hanks & Kanamori (1979) , se basa en el momento sísmico de un terremoto , M 0 , una medida de cuánto trabajo hace un terremoto al deslizar un trozo de roca. más allá de otro trozo de roca. El momento sísmico se mide en Newton-metros (N • mo Nm) en el sistema de medición SI , o en dinas-centímetros (dyn-cm) en el antiguo sistema CGS . 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 los terremotos pasados ​​o lo que podría anticiparse para el futuro.

El momento sísmico de un sismo se puede estimar de varias formas, que son las bases de las escalas M wb , M wr , M wc , M ww , M wp , Mi y M wpd , todas 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. Sin embargo, se basa en un modelo simple de ruptura y en ciertos supuestos simplificadores; asume incorrectamente que la proporción de energía radiada como ondas sísmicas es la misma para todos los terremotos.

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). El potencial de un terremoto para causar una fuerte sacudida del suelo depende de la fracción comparativamente pequeña de energía radiada como ondas sísmicas, y se mide mejor en la escala de magnitud de energía , M e . La proporción de energía total radiada como ondas sísmicas varía mucho según el mecanismo focal y el entorno tectónico; M e   y M w   para terremotos muy similares pueden diferir hasta en 1,4 unidades.

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

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 sismo de M w  7.1 en casi el mismo lugar, pero el doble de profundo y en un tipo diferente de falla, se sintió en un área amplia, hirió a más de 300 personas y destruyó o dañó gravemente más de 10,000 casas. Como se puede ver en la tabla a continuación, esta disparidad del daño causado 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 de cuerpo (mb) o la energía sísmica (M e  ) hay una diferencia comparable a la diferencia en daño.

Fecha ISC # Lat. Largo. Profundidad Daño Srta . M w megabyte  yo _ tipo de falla
06 de julio de 1997 1035633 −30.06 −71,87 23 kilometros Apenas sentido 6.5 6.9 5.8 6.1 empuje entre placas
15 de octubre de 1997 1047434 −30,93 −71,22 58 kilometros Extenso 6.8 7.1 6.8 7.5 intraplaca normal
Diferencia: 0.3 0.2 1.0 1.4

Reorganizado 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 )

K (de la palabra rusa класс, "clase", en el sentido de categoría) es una medida de la magnitud de un terremoto en la clase de energía o sistema de clase K , desarrollado en 1955 por sismólogos soviéticos en la remota región de Garm ( Tayikistán ) de Asia Central; en forma revisada, todavía se usa para terremotos locales y regionales en muchos estados anteriormente alineados con la Unión Soviética (incluida Cuba). Basado en la energía sísmica (K = log E S , en Joules ), la dificultad para implementarlo con la tecnología de la época motivó revisiones en 1958 y 1960. La adaptación a las condiciones locales ha dado lugar a varias escalas regionales de K, como K F y K S. _

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. M(K) , M (K) , o posiblemente M K indica una magnitud M calculada a partir de una clase energética K.

Escalas de magnitud de tsunamis

Los terremotos que generan tsunamis generalmente se rompen con relativa lentitud, entregando más energía en períodos más largos (frecuencias más bajas) que la que generalmente se usa para medir magnitudes. Cualquier sesgo en la distribución espectral puede resultar en tsunamis más grandes o más pequeños de lo esperado para una magnitud nominal. 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 medidas por mareógrafos. Originalmente destinado a estimar la magnitud de los terremotos históricos en los que faltan datos sísmicos pero existen datos de mareas, la correlación se puede invertir para predecir la altura de las mareas a partir de la magnitud del terremoto. (No debe confundirse con la altura de un maremoto, o run-up , que es un efecto de intensidad controlado por la topografía local). En condiciones de bajo nivel de ruido, se pueden predecir olas de tsunami de tan solo 5 cm, correspondientes a un terremoto de M~6,5.

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

Escalas de duración y magnitud de Coda

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 podrían hacer que el sismómetro se saliera de la escala (un problema con los instrumentos analógicos utilizados anteriormente) e impedir la medición de la amplitud máxima de la onda, como terremotos débiles, cuya amplitud máxima no es medido con precisión. Incluso para terremotos distantes, medir la duración de la sacudida (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  .

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

Escalas de magnitud macrosísmica

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

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

Otro enfoque es hacer un mapa isosísmico que muestre el área sobre la cual se sintió un nivel dado de intensidad. El tamaño del "área sentida" 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) , la etiqueta que se ve con más frecuencia 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 intensidad determinada. MI (letra mayúscula " I", que se distingue de la letra minúscula en M i) se ha utilizado para magnitudes de momento estimadas a partir de intensidades isosísmicas calculadas según Johnston 1996 .

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

Otras escalas de magnitud

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 los catálogos históricos de terremotos. Se han utilizado otras escalas sin un nombre definido, a menudo denominadas "el método de Smith (1965)" (o un 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 diversas formas , 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 son demasiado deficientes (por lo general, 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 superan los criterios de calidad.

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

Ver también

notas

Fuentes

  • Abe, K. (abril de 1979), "Tamaño de los grandes terremotos de 1837 a 1874 deducidos de datos de tsunamis", Revista de investigación geofísica , 84 (B4): 1561–1568, Bibcode : 1979JGR....84.1561A , doi : 10.1029/JB084iB04p01561.
  • Bormann, P.; Saul, J. (2009), "Magnitud del terremoto" (PDF) , Enciclopedia de complejidad y ciencia de sistemas aplicada , vol. 3, págs. 2473–2496.
  • Chung, DH; Bernreuter, DL (1980), Relaciones regionales entre escalas de magnitud de terremotos. , OSTI  5073993, NUREG/CR-1457.
  • Frankel, A. (1994), "Implicaciones de las relaciones de área-magnitud sentida para la escala de terremotos y la frecuencia promedio del movimiento del suelo perceptible", Boletín de la Sociedad Sismológica de América , 84 (2): 462–465.
  • Gutemberg, B.; Richter, CF (1936), "Sobre las ondas sísmicas (tercer artículo)", Gerlands Beiträge zur Geophysik , 47 : 73–131.
  • Gutemberg, B.; Richter, CF (1942), "Magnitud, intensidad, energía y aceleración del terremoto", Boletín de la Sociedad Sismológica de América : 163–191, ISSN  0037-1106.
  • Gutemberg, B.; Richter, CF (1954), Seismicity of the Earth and Associated Phenomena (2ª ed.), Princeton University Press, 310p.
  • Katsumata, A. (junio de 1996), "Comparación de magnitudes estimadas por la Agencia Meteorológica de Japón con magnitudes de momento para terremotos intermedios y profundos", Boletín de la Sociedad Sismológica de América , 86 (3): 832–842.
  • Makris, N.; Black, CJ (septiembre de 2004), "Evaluación de la velocidad máxima del suelo como una medida de intensidad "buena" para los movimientos del suelo de fuente cercana", Journal of Engineering Mechanics , 130 (9): 1032–1044, doi : 10.1061/(asce) 0733-9399(2004)130:9(1032).
  • Nuttli, OW (abril de 1983), "Relaciones promedio de fuente sísmica-parámetro para terremotos de placa media", Boletín de la Sociedad Sismológica de América , 73 (2): 519–535.

enlaces externos