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La sismología o sismología es una rama de la geofísica que se encarga del estudio de terremotos y la propagación de las ondas elásticas que se generan en el interior y la superficie de la Tierra, asimismo que de las placas tectónicas.

La sismología es una rama joven de la geofísica que estudia los sismos y las propiedades elásticas de la tierra. La información que utiliza son las propiedades de las ondas sísmicas que se propagan en el interior de la Tierra y que son registradas por las estaciones sísmicas que frecuentemente constituyen redes de monitoreo. Sus campos de investigación son variados y algunos ejemplos son:

a) El estudio de la propagación de las ondas sísmicas en el interior de la tierra a fin de conocer su estructura interna.

b) El estudio de los procesos de la fuente sísmicas.

c) Estudios de la sismicidad asociada a procesos de subducción o convergencia de placas.

d) Estudios de la sismicidad asociada a la deformación de fallas activas o sistemas de fallas.

Algunos efectos secundarios que son parte de estos estudios son: La GRD debido a sismos, modelamiento numérico de tsunamis, el comportamiento dinámico del suelo y las vibraciones asociadas a erupciones volcánicas.

La sismología Métodos sísmicos de exploración

Los métodos de exploración sísmicos se basan en la generación de ondas sísmicas por ejemplo por medio de una explosión o por medio de un rompedor de caída. Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas, pues que las ondas sísmicas causan deformaciones no permanentes en el medio, en que se propagan. La deformación se constituye de una alternancia de compresión y de dilatación de tal manera que las partículas del medio se acercan y se alejan respondiendo a las fuerzas asociadas con las ondas, como por ejemplo en un elástico extendido. Su propagación se describe por la ecuación de ondas.

La sismología Tipos de ondas sísmicas:

Existen ondas de compresión, ondas transversales y ondas superficiales como Love o Rayleigh. Las Ondas de compresión son las más rápidas por eso se llaman ondas primarias (ondas P). Las ondas transversales son un poco más lentas, llegan un poco más tarde a la estación (Ondas secundarias u ondas P). Las diferencias en las velocidades se usan en la medición de temblores y terremotos. La diferencia entre la llegada de la onda «p» y de la onda «s» (delta t) corresponde a la distancia del foco. (delta t es grande, sí el foco es muy lejano, porque la onda p se propaga más rápido).

 La sismología Ondas «p» u ondas longitudinales u ondas de compresión

Las partículas de una onda p, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección de propagación de la onda. Las ondas p son parecidas a las ondas sonoras ordinarias. Las ondas p son más rápidas que las ondas s o es decir después un temblor en un observatorio primeramente llegan las ondas p, secundariamente las ondas ss.

La sismología Ondas «s» u ondas transversales u ondas de cizalla

Las partículas de una onda s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación. Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículas oscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas s polarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de propagación.

La sismología Ondas de Rayleigh

Rayleigh (1885) predijo la presencia de ondas superficiales diseñando matemáticamente el movimiento de ondas planas en un espacio seminfinito elástico.

Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante parecido a las ondas del mar y sus partículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical, que pasa por la dirección de propagación. En la superficie el movimiento de las partículas es retrógrado con respecto al avance de las ondas. La velocidad de las ondas Rayleigh (v_Rayleigh) es menor que la velocidad de las ondas s (transversales) y es aproximadamente v_Rayleigh = 0,9 x Vs, según DOBRIN (1988).

La sismología Ondas de Love

Love (1911) descubrió la onda superficial, que lleva su nombre estudiando el efecto de vibraciones elásticas a una capa superficial.

Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad en comparación a las formaciones subyacentes o es decir un gradiente de velocidad positivo (velocidad se incrementa) con la profundidad. Las ondas de Love son ondas de cizalla, que oscilan solo en el plano horizontal, es decir las ondas de Love son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas.

La sismología Comportamiento de las ondas sísmicas en las rocas

Los parámetros característicos de las rocas, que se determina con los métodos sísmicos son la velocidad de las ondas p y s, el coeficiente de reflexión, la densidad. Propiedades de las rocas, que influyen estos parámetros son:

1. Petrografía, contenido en minerales.
2. b) Estado de compacidad.
3. c) Porosidad = porcentaje o proporción de espacio vacío (poros) en una roca.
4. d) Relleno del espacio vacío o es decir de los poros.
5. e) Textura y estructura de la roca.
6. Temperatura.
7. Presión.

Una variación en una de estas propiedades de la roca puede ser relacionada por ejemplo con un límite entre dos estratos litológicos, con una falla o una zona de fallas, con un cambio en el relleno del espacio poroso de la roca.

Tabla: Las velocidades de las ondas en diferentes medios:

Tabla: Las velocidades de las ondas en diferentes medios:
Medio	Velocidad de la onda primaria (vp) en m/ seg.	Velocidad de la onda secundaria (vs) en m/seg.
Granito	5200	3000
Basalto	6400	3200
Calizas	2400	1350
Areniscas	3500	2150

Comportamiento de las ondas sísmicas en una interfase horizontal entre dos distintos medios litológicos

La sismología
A partir de una fuente de ondas sísmicas situadas en la superficie como un tiro o un peso cayéndose en el suelo se generan distintas ondas de las siguientes características:

La onda directa se propaga a partir de la fuente de ondas sísmicas en el medio superior con la velocidad uniforme v1.

La onda reflejada se engendra por la reflexión de la onda directa incidente en la interfase entre medio 1 y medio2 y se propaga con la velocidad v1.

Una porción de la onda incidente en la interfase entre medio 1 y medio 2 pasa por la interfase y se refracta. La onda refractada se propaga en el segundo medio con la velocidad v2.

A través de los datos entregados por las reflexiones sísmicas se puede construir el horizonte de reflexión que corresponde a un cambio de materiales. Por ejemplo, diferentes estratos o fallas tectónicas. 

Principalmente se puede detectar con la sismología:

1. Límites de capas
2. Fallas
3. Rellenos de poros (como petróleo)

La sismología Gravimetría

Principio de la gravimetría La gravimetría es un método muy importante en la búsqueda de depósitos minerales. Este método aproveche las diferencias de la gravedad en distintos sectores. La gravitación es la aceleración (m/s2) de un objeto qué está cayendo a la superficie. La gravitación normal (promedia) en la tierra es 9,80665 m/s2. Grandes cuerpos mineralizados pueden aumentar la gravitación en una región determinada porque rocas de mayor densidad aumentan la aceleración.

El gravímetro es un equipo que puede medir diferencias muy finas en la gravedad. Principalmente cada balanza es un «gravímetro» porque una balanza mide el peso de un objeto. Peso significa la potencia que aplica la aceleración a un objeto:

El objeto quiere bajar. La manzana en la mano tiene un peso porque quiere caer hacia al piso, solo la fuerza del brazo y de la mano no lo permite. El peso de la manzana que siente la persona realmente es la atracción de la manzana hacía la tierra.

La sismología Principio de la gravimetría

Arriba de un sector con mayor gravedad la balanza marca a un valor elevado, porque el objeto sufre una mayor fuerza para caerse al suelo. El equipo de un gravímetro es entonces una balanza muy sensible con un peso definido (m= masa) que sufre las diferencias de la gravedad.

mayor información: Apuntes Exploraciones Mineras

El método gravimétrico hace uso de campos de potencial natural igual al método magnético y a algunos métodos eléctricos. El campo de potencial natural observado se compone de los contribuyentes de las formaciones geológicas, que construyen la corteza terrestre hasta cierta profundidad determinada por el alcance del método gravimétrico (o magnético respectivamente). Generalmente no se puede distinguir las contribuciones a este campo proveniente de una formación o una estructura geológica de aquellas de las otras formaciones o estructuras geológicas por el método gravimétrico, solo en casos especiales se puede lograr una separación de los efectos causados por una formación o estructura geológica individual. Se realiza mediciones relativas o es decir se mide las variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al otro puesto que en estas mediciones se pueden lograr una precisión satisfactoria más fácilmente en comparación con las mediciones del campo gravitatorio absoluto. Los datos reducidos apropiadamente entregan las variaciones en la gravedad, que solo dependen de variaciones laterales en la densidad del material ubicado en la vecindad de la estación de observación.

La sismología Historia

El método gravimétrico fue aplicado inicialmente en la prospección petrolífera en los Estados Unidos y en el golfo de México con el objetivo de localizar domos de sales, que potencialmente albergan petróleo. Luego se buscaron estructuras anticlinales con este método. El fin del siglo 19 el húngaro Roland von EÖTVÖS desarrolló la balanza de torsión llamada según él, que mide las distorsiones del campo gravitatorio causadas de cuerpos de densidades anómalas enterrados en el subsuelo como de domos de sal o cuerpos de cromita, por ejemplo. En 1915 y 1916 se emplearon la balanza de torsión de EÖTVÖS en el levantamiento de la estructura de un campo petrolífero ubicado en Egbell en la Checoslovaquia antigua. En 1917 SCHWEIDAR levantó un domo de sal ya conocido ubicado cerca de Hanigsen en Alemania por medio de una balanza de torsión y la estructura deducida y predicha a partir de esos estudios fue confirmada luego por sondeos.

La sismología Principio

Si cualquier cuerpo inicialmente estando en reposo cae sin ser estorbado después un segundo tendrá una velocidad de 9,80m/s en la dirección vertical. Después de un segundo más su velocidad será: 9,80m/s + 9,80m/s = 19,60m/s. El aumento de la velocidad vertical de 9,80m/s de un cuerpo cayendo sin ser estorbado durante cada segundo se denomina aceleración de gravedad o sólo gravedad y se la expresa como 9,80m/s2. El primero término por segundo indica la velocidad medida como distancia pasada durante un segundo, el otro por segundo indica la variación de la velocidad de 9,80m/s, que corresponde a un intervalo de 1s. La aceleración de la gravedad g se debe a la aceleración gravitatoria, que la tierra ejerce en cada cuerpo, menos la fuerza centrífuga causada por la rotación de la tierra y dirigida en dirección perpendicular al eje de rotación de la tierra y hacia afuera. La fuerza total, que actúa en el cuerpo, es igual al producto de su masa m y de la aceleración de gravedad g. Por consiguiente, la atracción gravitatoria en cualquier lugar de la superficie terrestre tiene numéricamente el mismo valor como la fuerza gravitatoria ejercida a una masa unitaria en el mismo lugar.

La unidad de la aceleración a es 1cm/s2 = 1 Gal (nombrado según Galileo) y 0,001cm/s2 = 1mgal = 10gu (unidades de gravedad).

La sismología Anomalías de gravedad

Una anomalía de gravedad se define como la variación de los valores medidos de la gravedad con respecto a la gravedad normal después de haber aplicado las correcciones necesarias.

La anomalía de aire libre resulta de las correcciones de la influencia de las mareas, de la derive del instrumento de medición, de la latitud y de la altura.

La anomalía de Bouguer se obtiene aplicando todas las correcciones mencionadas.

La sismología Correcciones de los datos (reducciones)

En lo siguiente se introduce las reducciones comúnmente aplicadas a los datos gravimétricos tomados en terreno. Un valor reducido es igual al valor observado de la gravedad menos el valor previsto de la gravedad basándose en el modelo terrestre elegido. En consecuencia, una anomalía es la diferencia entre lo observado y lo previsto de acuerdo con el modelo terrestre aplicado.

a) Calibración

b) Reducción para la deriva del gravímetro

c) Reducción de la influencia de las mareas

d) Corrección para la latitud

e) Corrección para la altura

f) Corrección topográfica

g) Corrección por la losa de Bouguer

(más informaciones: Apuntes Exploraciones Mineras)

La sismología El Gravímetro (de HARTLEY)

El gravímetro de HARTLEY se constituye de un peso suspendido de un resorte. Por variaciones en la aceleración gravitatoria de un lugar al otro el resorte principal se mueve y puede ser vuelto a su posición de referencia por medio de un movimiento compensatorio de un resorte auxiliar o de regulación manejable por un tornillo micrométrico. El giro del tornillo micrométrico se lee en un dial, que da una medida de la desviación del valor de la gravedad con respecto a su valor de referencia. Por la posición del espejo en el extremo de la barra, su desplazamiento es mayor que el desplazamiento del resorte principal y como el recorrido del haz luminoso es grande, se puede realizar medidas de precisión cercanas al miligal.

La sismología Magnetometría

Principio de la magnetometría La magnetometría es como la gravimetría un método geofísico relativamente simple en su aplicación. El campo magnético de la tierra afecta también yacimientos que contienen magnetita (Fe3O4). Estos yacimientos producen un campo magnético inducido, es decir su propio campo magnético. Un magnetómetro mide simplemente las anomalías magnéticas en la superficie terrestre, cuales podrían ser producto de un yacimiento.

mayor informaciones: Apuntes Exploraciones Mineras

La sismología Principio de la magnetometría

La tierra genera un campo magnético en el rango de aproximadamente 0,30000 a 0,65000G (= Gauss, o Oersted). Este campo se puede comparar con el campo correspondiente a un dipolo (como un imán de barra) situado en el centro de la Tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la Tierra. El dipolo está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio Norte cerca del polo Norte geográfico se ubica un polo Sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geográfico se ubica un polo Norte magnético. Por convención se denomina el polo magnético ubicado cerca del polo Norte geográfico polo Norte magnético y el polo magnético situado cerca del polo Sur geográfico polo Sur magnético. El campo geomagnético no es constante sino sufre variaciones con el tiempo y con respecto a su forma.

La imantación inducida depende de la susceptibilidad magnética k de una roca o de un mineral y del campo externo existente.

La imantación remanente de una roca se refiere al magnetismo residual de la roca en ausencia de un campo magnético externo, la imantación remanente depende de la historia geológica de la roca.

La sismología Aplicación

El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos.

En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petróleo.

En las exploraciones mineras se aplica el método magnético en la búsqueda directa de minerales magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos asociados con los minerales, que ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie terrestre.

Además, el método magnético se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea.

La sismología Magnetómetros

Existen varios métodos de medición y varios tipos de magnetómetros, conque se puede medir una componente del campo magnético. El primero método para determinar la intensidad horizontal absoluta del campo geomagnético desarrolló el matemático alemán Carl Friedrich Gauss (desde 1831).

Los magnetómetros, que se basan en principios mecánicos, son entre otros la brújula de inclinación, la superbrújula de Hotchkiss, el variómetro del tipo Schmidt, el variómetro de compensación. El primero magnetómetro útil para la prospección minera fue desarrollado en los años 1914 y 1915. El llamativo variómetro del tipo Schmidt mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético con una exactitud de 1g, que es la dimensión de las variaciones locales de la intensidad magnética.

El ‘flux-gate-magnetometer’ se basa en el principio de la inducción electromagnética y en la saturación y mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético.

El magnetómetro nuclear se basa en el fenómeno de la resonancia magnética nuclear y mide la intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos discretos.

El magnetómetro con célula de absorción se funda en la separación de líneas espectrales (absorción óptica) por la influencia de un campo magnético. Este instrumento mide la intensidad total del campo magnético continuamente, con sensibilidad alta y una exactitud hasta 0.01gamma.

Realización de mediciones magnéticas en el campo y correcciones necesarias para las mediciones magnéticas

Aplicando el método magnético en la prospección minera se quiere delinear variaciones del campo geomagnético o es decir anomalías magnéticas relacionadas con un depósito mineral con un cierto contenido en magnetita o pirrotina, por ejemplo. Generalmente las mediciones magnéticas se realizan a lo largo de perfiles en estaciones de observación en distancias regulares. Combinando perfiles paralelos se obtiene un mapa de observaciones magnéticas. La mayoría de los magnetómetros disponibles para la prospección minera mide variaciones de la intensidad vertical (interpretación más clara en comparación a la medición de variaciones en las intensidades total y horizontal). Por lo tanto, se trata de mediciones relativas, cuya precisión es más alta en comparación a las mediciones absolutas. El campo geomagnético sufre variaciones con respecto al tiempo y a su forma como la variación diurna, por ejemplo. Estas variaciones, que no están relacionadas con un depósito mineral con un cierto contenido en magnetita por ejemplo superponen los valores medidos. Por esto se debe corregir los valores medidos. La variación diurna se corrige repitiendo la medición de la variación de la intensidad vertical en una estación de base en intervalos de tiempo regulares desde el principio hasta el fin de la campaña de medición. Los valores medidos en la estación de base se presentan en función del tiempo, que permite calcular el valor de corrección correspondiente a cada medición en una estación de observación. Los valores reducidos se presentan en perfiles y/o mapas.

Apuntes Exploraciones Mineras]

La sismología Geoelectricidad

Geo eléctrica

Los métodos geoeléctricos se basan en la conductividad o la resistividad eléctrica de las rocas, las cuales son propiedades materiales. Por ejemplo, los sulfuros son de alta conductividad/baja resistividad eléctrica, las micas son de conductividad muy baja y las rocas porosas saturadas con agua son de alta conductividad.

Las mediciones se realizan con configuraciones de electrodos. En los métodos activos como en la polarización inducida se generan una corriente eléctrica y se detecta la repuesta de las rocas a esta corriente penetrante por medio de otros electrodos.

Su alcance con respecto a la profundidad depende de la longitud de la configuración.

Los métodos eléctricos son útiles para determinar la potencia de estratos de una secuencia de rocas sedimentarias +/- horizontales. Se los aplican en la búsqueda de acuíferos o es decir de estratos, que llevan agua subterránea, en la búsqueda de depósitos de sulfuros. En las empresas eléctricas por ejemplo por el método eléctrico se localizan los lugares de baja y de alta conductividad eléctrica para evitar pérdidas de electricidad durante la transferencia de energía.

La sismología Diagrafía geofísica: Geophysical logging o diagrafía geofísica

En una diagrafía se compila todos los datos levantados en un pozo, es decir a lo largo de un corte vertical por el subsuelo. En una diagrafía geológica se compila las propiedades geológicas, mineralógicas y estructurales de los distintos estratos como el tamaño de grano, la distribución del tamaño de grano, la textura y la fábrica de las rocas, su contenido en minerales, su contenido en fósiles, su estilo de deformación.

En una diagrafía geotécnica se compila las propiedades mecánicas de las rocas de un pozo como por ejemplo su grado de resistencia, la tensión de cizallamiento y la cantidad de fracturas por unidad de volumen.

En general una diagrafía geofísica incluye mediciones nucleares, de potencial propio y sísmicas. Las técnicas aplicadas en sondeos se desarrollaron independientemente de los métodos geofísicos empleados en la superficie, pero a partir de los sondeos realizados en la exploración petrolífera, donde los métodos geofísicos contribuyen a la correlación estratigráfica y al levantamiento geológico. La diagrafía geofísica comúnmente entrega datos múltiples sacados mediante un único proceso de medición. Estos datos incluyen informaciones litológicas, estratigráficas y estructurales, indicadores de la mineralogía y de la concentración de las menas y indicadores para la exploración geofísica a partir de la superficie. Los métodos geofísicos aplicados en el ejemplo son los siguientes:

‘Natural gamma ray log’ o diagrafía de rayos naturales de gamma: La zona de pelita oscura da una repuesta alta, las zonas de caliza y de carbón dan repuestas débiles.

‘Gamma gamma log’ o diagrafía de densidad detecta la retrodispersión o retrodifusión (backscattered rays) de rayos gamma emitidos por una sonda en el pozo: La caliza y la pelita son rocas relativamente densas, el carbón es de densidad relativamente pequeña.

‘Sonic log’ o diagrafía sonora (de velocidad acústica) demuestra el contraste entre los estratos más elásticos como la caliza y los estratos menos elásticos como la pelita y el carbón en el ejemplo.

‘Neutrón log’ o diagrafía de neutrones emplea una fuente, que emite neutrones y un detector correspondiente: Se presenta las diferencias en el contenido en agua, en este caso carbón tiene un índice hidrógeno alto, caliza un índice de hidrógeno bajo.

‘Laterolog’ es una técnica registrada, introducida por el servicio de SCHLUMBERGER. Se detecta las diferencias en la resistividad (o la conductividad) de los estratos: En el ejemplo la caliza y el carbón tienen una conductividad baja, la pelita es de conductividad alta.

La sismología Introducción a terremotos y movimientos telúricos:

Las fuerzas tectónicas en la corteza terrestre producen algunas veces una ruptura repentina de las rocas. Durante este fenómeno salen diferentes ondas sísmicas que pueden dañar edificios y otras construcciones.
Tipos de terremotos

Se distinguen tres tipos de terremotos:

1. A causa de fuerzas tectónicas 

2. Por actividad volcánica, antes de la actividad volcánica, explosión de un volcán.

3. Terremotos por hundimiento 

En algunos sectores del mundo la corteza terrestre sufre fuerzas tectónicas que deforman las rocas. Algunas veces las fuerzas se liberan en una rotura. Estos movimientos tectónicos provocan ondas sísmicas que a la superficie terrestre se siente como temblor.

La explosión de un volcán puede generar ondas sísmicas.  Igualmente, antes de la expulsión de lava se detectó una mayor actividad sísmica en el sector.

Derrumbes subterráneos generan temblores que se siente fuertemente en los sectores cercanos. Eso ocurre muchas veces donde hay karst o depósitos de sal en la profundidad.

No todas las regiones del mundo están afectadas por la misma cantidad de terremotos. En general las regiones cerca de un margen continental activo sufren grandes cantidades y intensidades de temblores o terremotos (como Chile, Perú, Japón, Italia, Serbia, Croacia, El oeste de los Estados Unidos y China)

Factores de la intensidad de los terremotos:

Por ejemplo durante la subducción la placa oceánica se mueve con una velocidad entre 7 a 11 cm por año debajo de la corteza continental. De acuerdo de:

a) velocidad

b) capacidad de deformación elástica de la roca

c) posibles obstáculos que impiden el movimiento

Escala de intensidad de sismos según Rossi-Forel:
Intensidad	Descripción
I	Registrable solamente por instrumentos
II	Sentido por pocas personas en reposo
III	Sentido por varias personas en reposo
IV	Sentido por varias personas en movimiento, desplazamiento de objetos
V	Sentido generalmente por todos, movimiento de muebles
VI	Despertar general de aquellos que duermen
VII	Vuelcos de objetos móviles, caída de partes de muros
VIII	Caída de chimeneas, grietas en las paredes de los edificios
IX	Destrucción total o parcial de algunos edificios
X	Gran desastre, fisuras en la corteza terrestre

puede ser que las rocas se deforman en forma extrema y por ende la roca vuelve a su estado inicial o se rompe – eso produce movimientos bruscos, se generan ondas sísmicas y finalmente ocurre un terremoto. Entonces rocas con una gran capacidad de una deformación elástica pueden acumular mayor cantidad de energía hasta la liberación. Como ejemplo se puede comparar el fenómeno con una honda: Sí la goma muestra una gran capacidad de deformarse y volver a su estado inicial, la honda acumula mayor cantidad de energía y el objeto puede volar mayor distancia.

2. El foco y el epicentro

El foco o hipocentro del terremoto es el lugar de liberación de la energía. El epicentro la proyección a la superficie.
La distancia del foco de un sismo se refleja en la llegada de las rápidas ondas primarias (ondas p) y de las más lentas ondas secundarias (ondas s). La diferencia del tiempo entre ambos (delta t) es grande sí el foco está lejos. Sí el foco es muy cerca la diferencia temporal entre la llegada de ondas s y p es muy corta.
 El epicentro de un terremoto se determina de modo siguiente. En los observatorios se detecta el tiempo de llegada de las ondas p y s, que se propagan con diferentes velocidades, la onda p con la velocidad mayor, la onda s con la velocidad menor. De la diferencia en la llegada de las ondas p y s se puede calcular el tiempo inicial del terremoto (con las velocidades de las ondas conocidas). Para los observatorios más cercanos al epicentro (por lo menos tres) se construye un círculo con radio r = velocidad de la onda p (o «s») ´ tiempo de inicio. Tres de estos círculos se interceptan en un solo punto, que es el epicentro del terremoto.
La mayoría de la energía sísmica se libera en profundidades entre 0 y 70 km (85%), en una profundidad moderada de 70 a 300km se delibera 12% de la energía sísmica, en una profundidad alta entre 300km y 700km se genera solo 3% de la energía sísmica. Terremotos debajo de 720km jamás fueron detectados.
3. Intensidad de un terremoto:

3.1 Escalas relativos (Intensidades):

La intensidad de un terremoto se puede expresar en escalas relativas de intensidad, como la escala de MERCALLI o la escala de ROSSI-FOREL, que se basan en las destrucciones causadas. La escala de MERCALLI fue diseñada en 1902 y modificada en 1956 por Charles RICHTER. Se constituye de los niveles I a XII.

Escala de Rossi-Forel:

La escala de Mercalli tiene 12 intensidades, pero es muy parecida

3.2 Escalas absolutas miden la magnitud

Escala de Gutenberg – Richter: La escala de Richter (actualmente se usa «escala Richter» aunque los autores son Gutenberg & Richter) mide la energía durante un terremoto en una forma logarítmica. Esta escala no tiene un límite hacia arriba.

La magnitud de un temblor es una medida instrumental de la energía deliberada por un terremoto, que se expresa en una escala absoluta logarítmica introducida por RICHTER (1935) originariamente basándose en los registros de temblores cercanos por medio de un sismógrafo sensible para períodos cortos, el llamativo sismógrafo de WOOD-ANDERSON. La variación grande de la energía en los temblores hace necesario la aplicación de una escala logarítmica. Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes, que se producen en la superficie terrestre y que se registran en los observatorios solo situados alrededor del epicentro o de todo el mundo. La forma general de la ecuación empírica para la magnitud M es:
M = log₁₀A/T + F (D, P) + constante, donde

A = amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros, se la deduce de los registros del

sismógrafo.
T = periodo de la onda en segundos.

F = función empírica de la distancia D expresada en º y de la profundidad P del foco expresada en kilómetros.
Por medio de la escala de RICHTER se cuantifica la energía sísmica liberada por el terremoto. La escala de RICHTER es absoluta y logarítmica basándose en las amplitudes de ondas registradas en la superficie. La escala de RICHTER parte de menos de 0 y siendo abierta hacia arriba.

Escala de Gutenberg-Richter o RICHTER
RICHTER	valor	descripción
– 3	10-3	Los sismógrafos modernos son sensibles para niveles de -3,0.
– 2	10-2
– 1	10-1
– 0,5	10-0,5	M = 10-0,5 unidades de energía por ejemplo es la magnitud de energía generada por la caída de una roca de 100kg de masa desde una altura de 10m sobre la superficie terrestre.
1	101
2	102	Los menores sentados temblores por los seres humanos son del nivel 2 de la escala de RICHTER
3	103	Muy frecuente en zonas sísmicas alrededor de un evento en un lugar determinado cada dos meses
4	104	En zonas sísmicas relativamente común
5	105	Movimientos relativamente fuertes – dan susto.
6	106	Las personas generalmente corren hacía afuera. No tan frecuente – daños
7	107
8	108
8,5	108,5	En 1960 en Chile (calculo original)
9,5	109,5	En 1960 en Chile – Valdivia (recalculado)

3.3 El Sismógrafo

Un sismógrafo registra los movimientos del suelo en las dos direcciones horizontales y en la vertical. Un sismógrafo ideal sería un instrumento sujetado en una base fija, la cual se ubica afuera de la Tierra. De tal modo las vibraciones generadas por un movimiento del suelo se podrían medir a través de la variación de la distancia entre el instrumento sujetado en la base fija y el suelo. En un sismógrafo se une una masa (elemento inerte) ligeramente con el suelo, de tal manera que el suelo puede vibrar sin causar grandes movimientos de la masa. La masa puede ser acoplada con el suelo por medio de un péndulo o por medio de un resorte, por ejemplo. Durante el movimiento del suelo la masa tiende a mantener su posición debido a su inercia. El desplazamiento relativo del suelo con respecto a la masa inerte se utiliza para determinar el movimiento del suelo (tiempo de inicio del movimiento, amplitud, ubicación del epicentro). Los sismógrafos modernos pueden detectar desplazamientos del suelo de 10^-10 m, lo que son desplazamientos en dimensiones atómicas.