Cuando una aplicación anuncia un terremoto de magnitud 4,3, parece que una máquina haya medido ese número de una vez. En realidad, el proceso comienza con algo más sencillo: varios sensores registran cómo se mueve el suelo en sus ubicaciones. A partir de esas señales, una red estima dónde y cuándo empezó la ruptura, a qué profundidad ocurrió y qué tamaño tuvo.
La cifra final no sale de contar grietas ni de preguntar cuánto tembló una lámpara. Tampoco procede de un único aparato. Es el resultado de combinar relojes precisos, formas de onda, modelos de propagación y un método de magnitud elegido para ese evento. Por eso los primeros datos pueden cambiar tras la revisión.
1. El suelo mueve el sensor y aparece un sismograma
Un sismómetro detecta movimientos del terreno. En un diseño básico, una masa tiende a conservar su posición por inercia mientras la carcasa, unida al suelo, se desplaza; el movimiento relativo se convierte en una señal. Los equipos modernos de banda ancha son mucho más sofisticados y pueden registrar desde vibraciones locales diminutas hasta ondas de grandes terremotos lejanos.
En el lenguaje corriente se usa «sismógrafo» para el conjunto que mide y registra, y sismograma para la serie temporal obtenida: la conocida línea que oscila. El trazo no es un dibujo simbólico. Cada muestra representa movimiento del suelo —desplazamiento, velocidad o aceleración según el instrumento y el procesamiento— en un instante preciso.
Una estación suele registrar tres componentes: vertical, norte-sur y este-oeste. Así conserva la dirección del movimiento, no solo su tamaño. La electrónica digitaliza la señal, el reloj se sincroniza con una referencia temporal precisa y los datos se transmiten al centro de análisis. Sin una hora común, comparar llegadas entre estaciones sería imposible.
El sensor tampoco vive necesariamente en una oficina. Para reducir ruido se instala sobre terreno firme, protegido de cambios térmicos, tráfico, viento y actividad humana. Aun así, el registro contiene oleaje oceánico, maquinaria, explosiones, canteras y otros ruidos. Detectar un terremoto exige reconocer una señal coherente en varias estaciones.
2. Las ondas P llegan antes que las S
La ruptura libera ondas con propiedades diferentes. Las P, o primarias, comprimen y dilatan el material en la dirección de propagación y viajan más rápido. Las S, o secundarias, desplazan el terreno perpendicularmente y llegan después. Las ondas superficiales se propagan cerca de la superficie y pueden dominar partes tardías del registro, sobre todo en eventos grandes y distantes.
La separación temporal entre la llegada P y la llegada S aporta una primera pista de distancia. Cerca de la fuente, ambas aparecen relativamente juntas; cuanto más lejos está la estación, mayor suele ser el intervalo. Se parece a ver un relámpago antes de oír el trueno, aunque aquí las dos señales son ondas mecánicas y sus velocidades dependen de las rocas que atraviesan.
Los algoritmos automáticos identifican esos inicios, llamados fases, y los analistas pueden corregirlos. Una P débil entre ruido, varias ondas superpuestas o una estación saturada hacen más difícil marcar el segundo exacto. Cada lectura lleva incertidumbre.
3. Una estación da distancia aproximada; la red busca una solución común
Con el intervalo P–S, una estación puede estimar a qué distancia está el terremoto, pero no en qué dirección. El dibujo escolar traza un círculo alrededor de tres estaciones y sitúa el epicentro donde se cruzan. Es una buena intuición, pero el cálculo real es tridimensional y debe resolver al menos latitud, longitud, profundidad y hora de origen.
El software parte de un modelo de velocidades sísmicas en la corteza. Propone una ubicación y una hora, calcula cuándo deberían llegar las fases a cada estación y compara esos tiempos con los observados. Después ajusta la solución para reducir los residuos. Cuantas más estaciones bien distribuidas haya, mejor puede acotarse el resultado.
No es una triangulación geométrica perfecta. Las ondas se refractan y sus velocidades cambian entre sedimentos, corteza y manto; el modelo nunca conoce cada detalle. Una red concentrada a un solo lado del evento determina peor la profundidad que otra que lo rodea. Los terremotos marinos o fuera de la red suelen presentar incertidumbres mayores.
El hipocentro o foco es el punto interior donde se inicia la ruptura. El epicentro es su proyección vertical sobre la superficie. En un terremoto grande, la falla continúa rompiéndose lejos del hipocentro; el epicentro no señala necesariamente el centro de toda el área que se movió ni el lugar con mayor sacudida.
La profundidad es especialmente delicada. Las fases reflejadas cerca de la fuente, la forma completa de las ondas y una buena cobertura de estaciones pueden mejorarla. Por eso no conviene interpretar «10 km» en un aviso inicial como una medida exacta al metro: a veces es una profundidad poco constreñida o un valor fijado provisionalmente por el sistema.
4. Primero se corrige la señal; después se calcula una magnitud
Una amplitud grande en el monitor no implica por sí sola un terremoto grande. Un evento pequeño y cercano puede mover más una estación que otro enorme al otro lado del planeta. Antes de calcular la magnitud hay que considerar la distancia, la respuesta del instrumento, la atenuación de las ondas y el intervalo de frecuencias analizado.
Cada estación válida proporciona una estimación. El centro combina varias, controla valores anómalos y publica un resultado representativo. Si entran nuevos registros, cambia la localización o se analiza otro tipo de onda, el número puede ajustarse.
La escala es logarítmica. En las magnitudes basadas en amplitud, aumentar una unidad corresponde a diez veces más amplitud tras aplicar las correcciones de la escala. La relación aproximada con la energía radiada crece aún más deprisa: una unidad equivale en torno a 32 veces. No obstante, magnitud momento y energía radiada son propiedades relacionadas, no exactamente la misma medida.
Por qué hay varias siglas en vez de una «escala de Richter» universal
La magnitud local ML, asociada a Charles Richter, se diseñó para terremotos del sur de California registrados a distancias y con instrumentos determinados. Las redes la adaptaron a sus regiones y sigue siendo útil para muchos eventos locales. Pero no funciona igual de bien a cualquier distancia ni para los terremotos más grandes.
Otros métodos aprovechan partes distintas del registro:
- mb utiliza ondas internas de periodo corto y resulta útil para eventos lejanos, aunque se satura en tamaños grandes.
- Ms se basa en ondas superficiales y también tiene un rango de aplicación limitado.
- mbLg, visible en el catálogo del IGN para numerosos eventos regionales, usa una fase regional concreta y no debe confundirse con Mw.
- Mw, magnitud momento, se obtiene a partir del momento sísmico y es la referencia más consistente para terremotos grandes.
No son cuatro termómetros que deberían coincidir hasta la última décima. Cada método observa un rango de frecuencias y una parte de la física. En su intervalo de validez se calibran para ofrecer valores comparables, pero pueden divergir fuera de él.
Qué mide Mw y por qué evita la saturación de otras escalas
El momento sísmico, M₀, combina tres factores físicos: rigidez de la roca, área de la superficie de falla que ha deslizado y desplazamiento medio. Los sismólogos lo estiman analizando las formas de onda —y, cuando procede, datos geodésicos— y lo transforman mediante una fórmula logarítmica en magnitud momento, Mw.
Esa conversión se diseñó para mantener números parecidos a las magnitudes anteriores donde coinciden, pero Mw continúa creciendo de forma coherente cuando las escalas de periodo corto se saturan. En un terremoto enorme, la amplitud de ciertas ondas ya no refleja proporcionalmente el tamaño total de la ruptura; estudiar periodos más largos y el momento recupera esa información.
Mw tampoco cuenta toda la historia del daño. Dos rupturas con igual momento pueden radiar distintas cantidades de energía en frecuencias perjudiciales para determinados edificios. Duración, profundidad, directividad y terreno local siguen importando. Una magnitud no sustituye un mapa de movimiento del suelo.
5. El dato automático se revisa y se completa con efectos observados
Los sistemas automáticos están diseñados para ganar minutos. Detectan señales, asocian fases, localizan y calculan una primera magnitud. Esa rapidez es esencial para informar y alimentar alertas, pero la solución puede basarse todavía en pocas estaciones.
Después, un sismólogo revisa las fases, descarta ruido o señales mal asociadas, incorpora estaciones tardías y recalcula. Una variación de unas décimas suele reflejar ese refinamiento, no una manipulación ni un nuevo temblor. También pueden coexistir cifras de organismos distintos por usar redes, modelos o tipos de magnitud diferentes.
El catálogo del Instituto Geográfico Nacional permite consultar hora, coordenadas, profundidad, magnitud y, cuando está disponible, el tipo de magnitud y las fases. Conviene tomar sus datos oficiales antes que una captura sin contexto.
La intensidad se añade por otra vía. Los cuestionarios macrosísmicos recogen qué sintió la población y qué efectos observó en cada localidad. Los mapas ShakeMap combinan medidas instrumentales y modelos para estimar la severidad de la sacudida. Estas capas describen la distribución del movimiento; no recalculan el tamaño de la fuente por votación.
Cómo interpretar una ficha sísmica en treinta segundos
Lee los campos en este orden:
- Hora y zona horaria. Los catálogos científicos suelen conservar UTC y pueden mostrar además hora local.
- Localización y profundidad. Mira la incertidumbre si está disponible y recuerda que el epicentro no es toda la ruptura.
- Magnitud y tipo. «4,2 mbLg» contiene más información que «4,2 en Richter».
- Estado de la solución. Un resultado automático o preliminar puede revisarse.
- Intensidad y mapa de sacudida. Sirven para saber dónde se sintió con más fuerza, no para sustituir la magnitud.
- Fuente. Prioriza el IGN para España y centros sismológicos oficiales en otros territorios.
Medir un terremoto es, en suma, reconstruir un suceso invisible a partir de sus ondas. El sensor aporta el movimiento local; la red aporta geometría; el modelo traduce tiempos y amplitudes; y la revisión convierte una solución rápida en un dato más sólido. La cifra es útil precisamente porque resume todo ese trabajo, no porque lo haga innecesario.
