Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску

Шкалы сейсмической магнитуды используются для описания общей силы или «размера» землетрясения . Они отличаются от шкал сейсмической интенсивности, которые классифицируют интенсивность или серьезность сотрясений (сотрясений) земли, вызванных землетрясением в данном месте. Магнитуды обычно определяются на основе измерений сейсмических волн землетрясения, записанных на сейсмограмме . Шкалы магнитуд различаются в зависимости от того, какой аспект сейсмических волн измеряется и как они измеряются. Необходимы разные шкалы магнитуд из-за различий в землетрясениях, доступной информации и целей, для которых эти магнитуды используются.

Магнитуда землетрясения и сила сотрясения земли [ редактировать ]

Земная кора подвергается действию тектонических сил. Когда это напряжение становится достаточно большим, чтобы разорвать кору или преодолеть трение, которое не позволяет одному блоку коры скользить мимо другого, высвобождается энергия, часть которой в виде различных видов сейсмических волн, вызывающих сотрясение земли или дрожь.

Магнитуда - это оценка относительного «размера» или силы землетрясения и, следовательно, его способности вызвать сотрясение земли. Это «приблизительно связано с высвобожденной сейсмической энергией». [1]

Изосейсмическая карта землетрясения в Иллинойсе 1968 года . Неравномерное распределение сотрясений возникает из-за различий в геологии и / или грунтовых условиях.

Интенсивность относится к силе или силе сотрясения в данном месте и может быть связана с максимальной скоростью грунта. С помощью карты изосейст наблюдаемых интенсивностей (см. Иллюстрацию) магнитуду землетрясения можно оценить как по максимальной наблюдаемой интенсивности (обычно, но не всегда вблизи эпицентра ), так и по протяженности области, где землетрясение ощущалось. [2]

Интенсивность местных сотрясений зависит от нескольких факторов, помимо силы землетрясения [3], одним из наиболее важных является состояние почвы. Например, толстые слои мягкой почвы (например, насыпь) могут усиливать сейсмические волны, часто на значительном расстоянии от источника, в то время как осадочные бассейны часто резонируют, увеличивая продолжительность сотрясений. Вот почему во время землетрясения в Лома-Приета в 1989 году район Марина в Сан-Франциско был одним из наиболее пострадавших районов, хотя он находился почти в 100 км от эпицентра. [4]Геологические структуры также были важны, например, там, где сейсмические волны, проходящие под южной оконечностью залива Сан-Франциско, отражались от основания земной коры в направлении Сан-Франциско и Окленда. Подобный эффект направил сейсмические волны между другими крупными разломами в этом районе. [5]

Шкалы величин [ править ]

Типовая сейсмограмма. Сжимающие P-волны (следующие за красными линиями) - по сути, звук, проходящий через горную породу - являются самыми быстрыми сейсмическими волнами и приходят первыми, обычно примерно за 10 секунд для землетрясения на расстоянии около 50 км. Колеблющиеся вбок S-волны (следующие за зелеными линиями) прибывают через несколько секунд, преодолевая половину скорости P-волн; задержка - прямое указание расстояния до землетрясения. Чтобы достичь точки в 1000 км, S-волнам может потребоваться час. Оба они являются объемными волнами , которые проходят непосредственно через земную кору. За S-волнами следуют различные виды поверхностных волн - волны Лява и волны Рэлея.- которые путешествуют только по поверхности земли. Поверхностные волны меньше при глубоких землетрясениях, которые меньше взаимодействуют с поверхностью. При неглубоких землетрясениях - глубиной менее 60 км - поверхностные волны сильнее и могут длиться несколько минут; они несут большую часть энергии землетрясения и причиняют самый серьезный ущерб.

Землетрясение излучает энергию в виде различных типов сейсмических волн , характеристики которых отражают природу разрыва и земной коры, через которую проходят волны. [6] Определение магнитуды землетрясения обычно включает определение конкретных видов этих волн на сейсмограмме , а затем измерение одной или нескольких характеристик волны, таких как время, ориентация, амплитуда, частота или продолжительность. [7] Дополнительные настройки выполняются для расстояния, типа коры и характеристик сейсмографа , записавшего сейсмограмму.

Различные шкалы величин представляют разные способы получения величин из имеющейся информации. Все шкалы величин сохраняют логарифмическую шкалу, разработанную Чарльзом Рихтером, и настраиваются таким образом, чтобы средний диапазон приблизительно соответствовал исходной шкале «Рихтера». [8]

Большинство шкал магнитуд основаны на измерениях только части последовательности сейсмических волн землетрясения и поэтому являются неполными. В некоторых случаях это приводит к систематической недооценке величины, что называется насыщением . [9]

С 2005 года Международная ассоциация сейсмологии и физики недр Земли (IASPEI) стандартизировала процедуры измерения и уравнения для основных шкал магнитуд, M L  , M s  , mb, mB и mb Lg  . [10]

Шкала звездных величин "Рихтера" [ править ]

Первая шкала для измерения землетрясений магнитуды, разработанные в 1935 году Чарльз Ф. Рихтер и широко известный как масштаб «Richter», на самом деле Локальная шкала величины , метки ML или M L . [11] Рихтер установил две особенности, которые теперь являются общими для всех шкал величин. Во-первых, масштаб является логарифмическим, так что каждая единица представляет десятикратное увеличение амплитуды сейсмических волн. [12] Поскольку энергия волны пропорциональна A 1,5 , где A обозначает амплитуду, каждая единица магнитуды представляет собой увеличение сейсмической энергии в 10 1,5 ≈32 раза.(сила) землетрясения. [13]

Во-вторых, Рихтер произвольно определил нулевую точку шкалы как место, где землетрясение на расстоянии 100 км вызывает максимальное горизонтальное смещение 0,001 миллиметра (1 мкм, или 0,00004 дюйма) на сейсмограмме, записанной торсионным сейсмографом Вуда-Андерсона. . [14] Последующие шкалы звездных величин откалиброваны так, чтобы они приблизительно соответствовали исходной «шкале Рихтера» (местной) около 6 звездной величины. [15]

Все "Местные" (ML) магнитуды основаны на максимальной амплитуде сотрясения грунта, без различения различных сейсмических волн. Недооценивают силу:

  • от удаленных землетрясений (более ~ 600 км) из - за затухания S-волн,
  • из глубоких землетрясений , так как поверхностные волны меньше, и
  • от сильных землетрясений (более М ~ 7) , потому что они не принимают во внимание продолжительность встряхивания.

Первоначальная шкала «Рихтера», разработанная в геологическом контексте Южной Калифорнии и Невады, позже оказалась неточной для землетрясений в центральной и восточной частях континента (везде к востоку от Скалистых гор ) из-за различий в континентальной коре. . [16] Все эти проблемы побудили к разработке других шкал.

Большинство сейсмологических органов, таких как Геологическая служба США , сообщают о землетрясениях с магнитудой выше 4,0 как моментной магнитудой (ниже), которую пресса описывает как «магнитуду Рихтера». [17]

Другие "местные" шкалы величин [ править ]

Первоначальный «местный» масштаб Рихтера был адаптирован для других местностей. Они могут быть помечены «ML», или со строчной « l», либо Мl , либо Мl . [18] (Не путать с российской шкалой MLH для поверхностных волн. [19] ) Сопоставимость значений зависит от того, были ли адекватно определены местные условия и правильно ли скорректирована формула. [20]

Шкала звездных величин Японского метеорологического агентства [ править ]

В Японии, для землетрясений в пределах 600 км (мелкой глубины <60 км), вычисляет Японское метеорологическое агентство [21] величина помечены MJMA , M ЕГО или MJ . (Их не следует путать с моментными величинами, вычисляемыми JMA, которые обозначены M w (JMA) или M (JMA) , ни со шкалой интенсивности Шиндо .) Величины JMA основаны (как типично для местных масштабов) на максимальной амплитуде движение грунта; они «довольно хорошо» [22] согласуются с магнитудой сейсмического момента M w   в диапазоне от 4,5 до 7,5 [23], но недооценивают большие магнитуды.

Шкалы магнитуды объемной волны [ править ]

Объемные волны состоят из P-волн, которые приходят первыми (см. Сейсмограмму), или S-волн , или их отражений. Объемные волны проходят прямо через скалу. [24]

шкала mB [ править ]

Первоначальная «величина объемной волны» - mB или m B (верхний регистр «B») - была разработана Гутенбергом ( 1945b , 1945c ) и Гутенбергом и Рихтером (1956) [25] для преодоления ограничений расстояния и величины M L   масштаб, присущий использованию поверхностных волн. mB основан на P- и S-волнах, измеренных за более длительный период, и не достигает насыщения примерно до M 8. Однако он не чувствителен к событиям, меньшим, чем M 5,5. [26] Использование mB в том виде, как оно было изначально определено, было в значительной степени прекращено, [27] теперь заменено стандартизированной шкалой mB BB . [28]

шкала mb [ править ]

Шкала mb или m b (строчные буквы «m» и «b») аналогична шкале mB, но использует только P-волны, измеренные в первые несколько секунд на конкретной модели короткопериодического сейсмографа. [29] Он был введен в 1960-х годах с созданием Всемирной стандартизированной сети сейсмографов (WWSSN); короткий период улучшает обнаружение более мелких событий и лучше различает тектонические землетрясения и подземные ядерные взрывы. [30]

Измерение мб менялось несколько раз. [31] Как первоначально определил Гутенберг (1945c), m b основывалось на максимальной амплитуде волн в первые 10 секунд или более. Однако продолжительность периода влияет на получаемую величину. Ранняя практика USGS / NEIC заключалась в измерении mb на первой секунде (только на первых нескольких зубцах P [32] ), но с 1978 года они измеряют первые двадцать секунд. [33] Современная практика заключается в измерении короткопериодной шкалы mb менее трех секунд, в то время как широкополосная шкала mB BB измеряется с периодами до 30 секунд. [34]

mb Lg шкала[ редактировать ]

Различия в земной коре, лежащей в основе Северной Америки к востоку от Скалистых гор, делают эту область более чувствительной к землетрясениям. Здесь показано: Ново-Мадридское землетрясение 1895 года с М ~ 6 ощущалось на большей части центральной территории США, а землетрясение в Нортридже 1994 года , хотя и почти в десять раз сильнее с М 6,7, ощущалось только в южной Калифорнии. Из информационного бюллетеня USGS 017-03.

Региональная шкала mb Lg - также обозначаемая mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn и m N - была разработана Наттли (1973) для решения проблемы, с которой исходная шкала M L не могла справиться: вся Северная Америка к востоку от Скалистых гор. Горы . Шкала M L была разработана в южной Калифорнии, которая расположена на блоках океанической коры, как правило, базальтовых или осадочных породах, которые приросли к континенту. К востоку от Скалистых гор континент представляет собой кратон , толстую и в значительной степени стабильную массу континентальной коры, которая в значительной степенигранит , более твердая порода с различными сейсмическими характеристиками. В этой области шкала M L дает аномальные результаты для землетрясений, которые по другим параметрам казались эквивалентными землетрясениям в Калифорнии.

Наттли решил эту проблему, измерив амплитуду короткопериодических (~ 1 сек) волн Lg [35], сложной формы волны Лява, которая, хотя и была поверхностной волной, как он обнаружил, давала результат, более тесно связанный с масштабом mb, чем   шкала M s . [36] Волны Lg быстро затухают вдоль любого пути океана, но хорошо распространяются через гранитную континентальную кору, и Mb Lg часто используется в областях со стабильной континентальной корой; это особенно полезно для обнаружения подземных ядерных взрывов. [37]

Шкалы магнитуд поверхностных волн [ править ]

Поверхностные волны распространяются по поверхности Земли и являются в основном волнами Рэлея или волнами Лява . [38] При неглубоких землетрясениях поверхностные волны несут большую часть энергии землетрясения и являются наиболее разрушительными. Более глубокие землетрясения, имеющие меньшее взаимодействие с поверхностью, производят более слабые поверхностные волны.

Шкала магнитуды поверхностных волн, по-разному обозначаемая как Ms , M S и M s , основана на методике, разработанной Бено Гутенбергом в 1942 году [39] для измерения мелких землетрясений, более сильных или более далеких, чем могла выдержать исходная шкала Рихтера. Примечательно, что он измерял амплитуду поверхностных волн (которые обычно производят самые большие амплитуды) в течение периода «около 20 секунд». [40]   Масштаб M s приблизительно совпадает с M L и   составляет ~ 6, затем расходится на половину величины. [41] Revision A от Nuttli (1983) , иногда обозначается М Sn , [42] измеряет только волны первой секунды.

Модификация - «формула Москва-Прага» - была предложена в 1962 г. и рекомендована ИПГЭИ в 1967 г .; это основа стандартизированной шкалы M s20 ( Ms_20 , M s (20) ). [43] « Широкополосный » вариант ( Ms_BB , M s (BB) ) измеряет максимальную амплитуду скорости в цуге волн Рэлея в течение периодов до 60 секунд. [44] Шкала M S7, используемая в Китае, представляет собой вариант шкалы M s, откалиброванной для использования с долгопериодическим сейсмографом китайского производства "тип 763". [45]

Шкала MLH, используемая в некоторых частях России, на самом деле является величиной поверхностной волны. [46]

Шкалы моментов и энергии [ править ]

Другие шкалы магнитуд основаны на аспектах сейсмических волн, которые лишь косвенно и не полностью отражают силу землетрясения, включают другие факторы и, как правило, ограничены в некоторых отношениях магнитудой, глубиной очага или расстоянием. Шкала моментной магнитуды - Mw или M w - разработанная Канамори (1977) и Хэнксом и Канамори (1979) , основана на сейсмическом моменте землетрясения , M 0 , измерении того, сколько работы землетрясения совершает при сдвиге одного участка скальной породы. мимо еще одного участка скалы. [47] Сейсмический момент измеряется в Ньютон-метрах (Н • м или Нм) вСистема измерения SI , или дин-сантиметр (дин-см) в старой системе CGS . В простейшем случае момент можно рассчитать, зная только величину проскальзывания, площадь разрыва или проскальзывания поверхности и коэффициент сопротивления или трения. Эти факторы можно оценить для существующего разлома, чтобы определить силу прошлых землетрясений или то, что можно ожидать в будущем. [48]

Сейсмический момент землетрясения можно оценить различными способами, которые являются основанием шкал M wb , M wr , M wc , M ww , M wp , M i и M wpd , всех подтипов общей шкалы M w . См. Подробности в разделе « Шкала магнитуд момента» § Подтипы .

Сейсмический момент считается наиболее объективной мерой «размера» землетрясения с точки зрения общей энергии. [49] Однако он основан на простой модели разрыва и некоторых упрощающих допущениях; он неправильно предполагает, что доля энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, одинакова для всех землетрясений. [50]

Большая часть полной энергии землетрясения, измеряемой с помощью M w   , рассеивается в виде трения (что приводит к нагреванию коры). [51] Потенциал землетрясения вызвать сильное сотрясение земли зависит от сравнительно небольшой доли энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, и лучше измеряется по шкале магнитуды энергии M e . [52] Доля общей энергии, излучаемой сейсмическими волнами, сильно варьируется в зависимости от механизма очага и тектонической среды; [53] M e   и M w   для очень похожих землетрясений могут отличаться на целых 1,4 единицы. [54]

Несмотря на полезность   шкалы M e , она обычно не используется из-за трудностей с оценкой излучаемой сейсмической энергии. [55]

Два землетрясения, сильно различающиеся по нанесенному ущербу

В 1997 году у побережья Чили произошло два сильных землетрясения. Величина первого, июльского, оценивалась в M w  6,9, но ощущалась почти не ощущалась и только в трех местах. В октябре М ш  7.1 землетрясении в почти том же месте, но в два раза глубже , и на другой вид вины, ощущалось в широкой области, ранены более 300 человек, и уничтожены или серьезно повреждены более 10000 домов. Как видно из приведенной ниже таблицы, это несоответствие нанесенного ущерба не отражается ни на величине момента (M w  ), ни на величине поверхностной волны (M s  ). Только когда величина измеряется на основе объемной волны (mb) или сейсмической энергии (M e  ), есть разница, сравнимая с разницей в повреждении.

Перестроено и адаптировано из таблицы 1 в Choy, Boatwright & Kirby 2001 , p. 13. См. Также в IS 3.6 2012 , p. 7.

Шкала энергетического класса ( К- класс) [ править ]

К (от русского слова класс, «класс», в смысле категории [56] ) - мера силы землетрясения в энергетическом классе или системе К-класса , разработанная в 1955 году советскими сейсмологами в отдаленном Гарме ( Таджикистан. ) регион Средней Азии; в пересмотренной форме он все еще используется при местных и региональных землетрясениях во многих государствах, ранее входивших в состав Советского Союза (включая Кубу). Основываясь на сейсмической энергии (K = log E S в Джоулях ), сложность его реализации с использованием технологий того времени привела к пересмотру в 1958 и 1960 годах. Адаптация к местным условиям привела к различным региональным шкалам K, таким как K Fи K S . [57]

Значения K являются логарифмическими, похожими на величины в стиле Рихтера, но имеют другой масштаб и нулевую точку. Значения K в диапазоне от 12 до 15 приблизительно соответствуют M от 4,5 до 6. [58] M (K) , M (K) или, возможно, M K указывает величину M, рассчитанную из энергетического класса K. [59]

Шкалы магнитуды цунами [ править ]

Землетрясения, вызывающие цунами, обычно разрушаются относительно медленно, выделяя больше энергии за более длительные периоды (более низкие частоты), чем обычно используется для измерения магнитуд. Любой перекос в спектральном распределении может привести к более или менее значительным цунами, чем ожидалось для номинальной магнитуды. [60] Шкала магнитуды цунами, M t , основана на корреляции, проведенной Кацуюки Абэ сейсмического момента землетрясения (M 0  ) с амплитудой волн цунами, измеренной с помощью датчиков приливов. [61] Первоначально предназначенная для оценки магнитуды исторических землетрясений, когда сейсмические данные отсутствуют, но есть данные о приливах, корреляция может быть обращена для предсказания высоты приливов на основе магнитуды землетрясений. [62](Не путать с высотой приливной волны или наката , который представляет собой эффект интенсивности, контролируемый местной топографией.) В условиях низкого уровня шума можно прогнозировать волны цунами размером всего 5 см, что соответствует землетрясению. М ~ 6.5. [63]

Еще одна шкала, имеющая особое значение для предупреждений о цунами, - мантийная шкала магнитуды M m . [64] Это основано на волнах Рэлея, которые проникают в мантию Земли и могут быть определены быстро и без полного знания других параметров, таких как глубина землетрясения.

Шкалы продолжительности и величины кода [ править ]

M d обозначает различные шкалы, которые оценивают магнитуду по продолжительности или длине некоторой части последовательности сейсмических волн. Это особенно полезно для измерения местных или региональных землетрясений, как мощных землетрясений, которые могут вывести сейсмометр за пределы шкалы (проблема с ранее использовавшимися аналоговыми приборами), так и предотвращения измерения максимальной амплитуды волн, а также слабых землетрясений, максимальная амплитуда которых не точно измерено. Даже для отдаленных землетрясений измерение продолжительности сотрясения (а также амплитуды) позволяет лучше измерить общую энергию землетрясения. Измерение продолжительности включено в некоторые современные шкалы, такие как M wpd   и mB c  . [65]

Шкалы M c обычно измеряют продолжительность или амплитуду части сейсмической волны, кода . [66] Для небольших расстояний (менее ~ 100 км) они могут обеспечить быструю оценку магнитуды до того, как станет известно точное местоположение землетрясения. [67]

Шкалы макросейсмической магнитуды [ править ]

Шкалы магнитуд обычно основаны на инструментальных измерениях некоторых аспектов сейсмической волны, записанных на сейсмограмме. Там, где таких записей нет, магнитуды можно оценить на основе отчетов о макросейсмических событиях, например, описанных шкалами интенсивности. [68]

Один из подходов для этого (разработанный Бено Гутенбергом и Чарльзом Рихтером в 1942 г. [69] ) связывает максимальную наблюдаемую интенсивность (предположительно, над эпицентром), обозначенную I 0 (заглавная I с нулем в нижнем индексе), с величиной. Было рекомендовано , что величины , вычисленные на этой основе быть помечены М ш (I 0 ) , [70] , но иногда имеют маркировку с более общей M мсом .

Другой подход - составить изосейстическую карту, показывающую область, на которой ощущался данный уровень интенсивности. Размер «войлока» также может быть связан с величиной (на основе работ Франкеля 1994 и Джонстона 1996 ). В то время как рекомендуемая метка для величин, полученных таким образом, - M 0 (An) , [71] более часто встречающаяся метка - M fa . Вариант M La , адаптированный для Калифорнии и Гавайев, получает местную величину (M L ) из размера области, подверженной данной интенсивности. [72] MI (заглавная буква "I», Отличается от строчной буквы в М i) была использовано для моментных величин по оценкам от изосейсмического интенсивностей в расчете на Johnston 1996 . [73]

Пиковая скорость грунта (PGV) и пиковое ускорение грунта (PGA) являются мерой силы, вызывающей разрушительное сотрясение земли. [74] В Японии сеть акселерометров сильных движений предоставляет данные PGA, которые позволяют проводить корреляцию для конкретных мест с землетрясениями различной магнитуды. Эту корреляцию можно инвертировать, чтобы оценить сотрясение земли в этом месте из-за землетрясения заданной магнитуды на заданном расстоянии. На основе этой карты можно составить карту с указанием областей вероятного повреждения в течение нескольких минут после реального землетрясения. [75]

Другие шкалы величин [ править ]

Были разработаны или предложены многие шкалы магнитуд землетрясений, некоторые из которых так и не получили широкого признания и остались лишь неясными ссылками в исторических каталогах землетрясений. Другие шкалы использовались без определенного названия, часто называемые «методом Смита (1965)» (или подобным языком), авторы часто пересматривают свой метод. Кроме того, сейсмологические сети различаются по способам измерения сейсмограмм. Если детали того, как была определена звездная величина, неизвестны, каталоги укажут масштаб как неизвестный (по-разному Unk , Ukn или UK ). В таких случаях величина считается общей и приблизительной.

М ч ( «величина определяется вручную») этикеткой была использована , где величина слишком мала , или данные слишком беден ( как правило , от аналогового оборудования) для определения локальной величины, или множественных ударов или культурный шум усложняет запись. Южная Калифорния сейсмическая сеть использует эту «величину» , где данные провалить критерии качества. [76]

Особым случаем является каталог « Сейсмичность Земли» Гутенберга и Рихтера (1954) . Провозглашенные важной вехой как всеобъемлющий глобальный каталог землетрясений с единообразно рассчитанными магнитудой [77], они никогда не публиковали полных деталей того, как они определяли эти магнитуды. [78] Следовательно, в то время как одни каталоги идентифицируют эти величины как M GR , другие используют UK (что означает «неизвестный вычислительный метод»). [79] Последующее исследование показало, что многие значения M s   «значительно переоценены». [80] Дальнейшее исследование показало, что большинство   величин M GR "в основном Ms   для крупных толчков глубиной менее 40 км, но в основном mB для больших толчков на глубинах 40–60 км » [81]. Гутенберг и Рихтер также использовали курсив, не жирный шрифт« M без индекса » [82] - также использовали как родовая величина, и не следует путать с жирным шрифтом, без курсива м используется для моментной магнитуды - и «единой величина» т . (Bolding добавленного) [83] в то время как были использованы эти термины (с различными корректировками) в научном статьи 1970-х, [84]теперь они представляют только исторический интерес. Обычная (не курсив, не полужирный шрифт) заглавная буква «M» без нижнего индекса часто используется для обозначения величины в целом, когда точное значение или конкретный масштаб не важны.

См. Также [ править ]

  • Величина полноты

Примечания [ править ]

  1. Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , стр. 37. Связь между величиной и высвобождаемой энергией сложна. См. Подробности в §3.1.2.5 и §3.3.3.
  2. ^ Борман, Вендт & Di Giacomo 2013 , §3.1.2.1.
  3. Перейти ↑ Bolt 1993 , p. 164 и след.
  4. Перейти ↑ Bolt, 1993 , pp. 170–171.
  5. Перейти ↑ Bolt 1993 , p. 170.
  6. ^ См. Bolt 1993 , главы 2 и 3, где дано очень удобочитаемое объяснение этих волн и их интерпретации. Замечательное описание JR Kayal в сейсмических волнможно найти здесь .
  7. ^ См. Havskov & Ottemöller 2009 , §1.4, стр. 20–21, для краткого пояснения, или MNSOP-2 EX 3.1 2012 для технического описания.
  8. ^ Чанг и Бернройтер 1980 , стр. 1.
  9. Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , стр. 18.
  10. ^ IASPEI IS 3.3 2014 , стр. 2–3.
  11. ^ Канамори 1983 , стр. 187.
  12. ^ Рихтер 1935 , стр. 7.
  13. Spence, Sipkin & Choy 1989 , стр. 61.
  14. Перейти ↑ Richter 1935 , pp. 5; Чанг и Бернройтер 1980 , стр. 10. Впоследствии Хаттон и Бур (Hutton & Boore) в 1987 году переопределили егокак движение 10 мм в результате землетрясенияM L 3 на высоте 17 км.
  15. ^ Чанг и Бернройтер 1980 , стр. 1; Канамори 1983 , стр. 187, рисунок 2.
  16. ^ Чанг и Бернройтер 1980 , стр. ix.
  17. ^ «Политика USGS по магнитуде землетрясений» для информирования общественности о магнитуде землетрясений, сформулированная Рабочей группой USGS по магнитуде землетрясений, была внедрена 18 января 2002 г. и размещена на https://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy. php . С тех пор он был удален; копия находится в архиве Wayback Machine , а основную часть можно найти здесь .
  18. ^ Борман, Вендт & Di Giacomo 2013 , §3.2.4, стр. 59.
  19. Перейти ↑ Rautian & Leith 2002 , pp. 158, 162.
  20. ^ См. Лист данных 3.1 в NMSOP-2 для частичной компиляции и ссылок.
  21. ^ Кацумата 1996 ; Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 , §3.2.4.7, стр. 78; Дои 2010 .
  22. Перейти ↑ Bormann & Saul 2009 , p. 2478.
  23. ^ См. Также рисунок 3.70 в NMSOP-2.
  24. ^ Havskov & Ottemöller 2009 , стр. 17.
  25. Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , стр. 37; Havskov & Ottemöller 2009 , §6.5. Также Abe 1981 .
  26. ^ Havskov & Ottemöller 2009 , стр. 191.
  27. Перейти ↑ Bormann & Saul 2009 , p. 2482.
  28. ^ MNSOP-2 / международная ассоциация сейсмологиифизики земных недр IS 3.3 2014 , §4.2, стр. 15-16.
  29. ^ Канамори 1983 , стр 189, 196. Чанг и Бернройтер 1980 , стр. 5.
  30. Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , стр. 37,39; Болт (1993 , стр. 88–93) подробно исследует это.
  31. Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , стр. 103.
  32. ^ IASPEI IS 3.3 2014 , стр. 18.
  33. ^ Nuttli 1983 , стр. 104; Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 , стр. 103.
  34. ^ IASPEI / NMSOP-2 IS 3.2 2013 , стр. 8.
  35. ^ Борман, Вендт & Di Giacomo 2013 , §3.2.4.4. Нижний индекс «g» относится к гранитному слою, через которыйраспространяются волныL g . Чен и Помрой 1980 , стр. 4. См. Также JR Kayal, «Местоположение сейсмических волн и землетрясений» здесь , стр. 5.
  36. ^ Nuttli 1973 , стр. 881.
  37. ^ Борман, Вендт & Di Giacomo 2013 , §3.2.4.4.
  38. ^ Havskov & Ottemöller 2009 , стр. 17-19. См. Особенно рисунок 1-10.
  39. ^ Гутенберг 1945а ; основанный на работе Гутенберг и Рихтер 1936 .
  40. ^ Гутенберг 1945a .
  41. ^ Канамори 1983 , стр. 187.
  42. ^ Стовера & Кофман 1993 , стр. 3.
  43. Bormann, Wendt & Di Giacomo, 2013 , стр. 81–84.
  44. ^ MNSOP-2 DS 3.1 2012 , стр. 8.
  45. ^ Борман и др. 2007 , стр. 118.
  46. Перейти ↑ Rautian & Leith 2002 , pp. 162, 164.
  47. ^ Стандартная формула IASPEI для получения магнитуды момента из сейсмического момента:
    M w  = (2/3) (log M 0  - 9,1). Формула 3.68 в Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , стр. 125.
  48. Перейти ↑ Anderson 2003 , p. 944.
  49. ^ Havskov & Ottemöller 2009 , стр. 198
  50. ^ Havskov & Ottemöller 2009 , стр. 198; Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 , стр. 22.
  51. Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , стр. 23
  52. ^ NMSOP-2 IS 3.6 2012 , §7.
  53. ^ См. Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , §3.2.7.2 для расширенного обсуждения.
  54. ^ NMSOP-2 IS 3.6 2012 , §5.
  55. Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013 , стр. 131.
  56. ^ Rautian et al. 2007 , стр. 581.
  57. ^ Rautian et al. 2007 ; NMSOP-2 IS 3.7 2012 ; Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 , §3.2.4.6.
  58. ^ Bindi et al. 2011 , стр. 330. Дополнительные формулы регрессии для различных регионов можно найти в Rautian et al. 2007 г. , таблицы 1 и 2. См. Также IS 3.7 2012 г. , стр. 17.
  59. Перейти ↑ Rautian & Leith 2002 , p. 164.
  60. ^ Борман, Вендт & Di Giacomo 2013 , §3.2.6.7, стр. 124.
  61. Abe 1979 ; Абэ 1989 , стр. 28. Точнее, M t   основывается на амплитудах волн цунами в дальней зоне, чтобы избежать некоторых осложнений, которые происходят вблизи источника. Абэ, 1979 , стр. 1566.
  62. ^ Blackford 1984 , стр. 29.
  63. Перейти ↑ Abe 1989 , p. 28.
  64. ^ Борман, Вендт & Di Giacomo 2013 , §3.2.8.5.
  65. ^ Борман, Вендт & Di Giacomo 2013 , §3.2.4.5.
  66. ^ Havskov & Ottemöller 2009 , §6.3.
  67. ^ Борман, Вендт & Di Giacomo 2013 , §3.2.4.5, стр. 71-72.
  68. ^ Муссон & Cecić 2012 , стр. 2.
  69. ^ Гутенберг и Рихтер 1942 .
  70. ^ Grünthal 2011 , стр. 240.
  71. ^ Grünthal 2011 , стр. 240.
  72. ^ Стовера & Кофман 1993 , стр. 3.
  73. ^ Энгдаль & Villaseñor 2002 .
  74. Перейти ↑ Makris & Black 2004 , p. 1032.
  75. Перейти ↑ Doi 2010 .
  76. ^ Hutton, Woessner & Haukson 2010 , стр. 431, 433.
  77. ^ NMSOP-2 IS 3.2 , стр. 1-2.
  78. Перейти ↑ Abe 1981 , p. 74; Энгдаль и Вилласеньор 2002 , стр. 667.
  79. ^ Энгдаль & Villaseñor 2002 , стр. 688.
  80. Перейти ↑ Abe & Noguchi 1983 .
  81. Перейти ↑ Abe 1981 , p. 72.
  82. ^ Определяется как «средневзвешенное значение между M B и M S ». Гутенберг и Рихтер 1956a , стр. 1.
  83. ^ "В Пасадене взвешенное среднее значение берется между m S, полученным непосредственно из объемных волн, и m S , соответствующим значением, полученным из M S ...." Gutenberg & Richter 1956a , p. 2.
  84. Например, Канамори 1977 .

Источники [ править ]

  • Эйб, К. (апрель 1979 г.), «Размер сильных землетрясений 1837–1874 гг., Рассчитанный на основе данных о цунами», Журнал геофизических исследований , 84 (B4): 1561–1568, Bibcode : 1979JGR .... 84.1561A , doi : 10.1029 / JB084iB04p01561.
  • Абэ, К. (октябрь 1981 г.), «Магнитуды крупных мелких землетрясений с 1904 по 1980 гг.», Physics of the Earth and Planetary Interiors , 27 (1): 72–92, Bibcode : 1981PEPI ... 27 ... 72A , DOI : 10,1016 / 0031-9201 (81) 90088-1.
  • Abe, К. (сентябрь 1989), "Количественное цунамигенных землетрясений в М т масштаба", Тектонофизика , 166 (1-3): 27-34, Bibcode : 1989Tectp.166 ... 27A , DOI : 10.1016 / 0040- 1951 (89) 90202-3.
  • Абэ, К; Ногучи, С. (август 1983 г.), "Пересмотр магнитуд крупных мелких землетрясений, 1897-1912 гг.", Физика Земли и планетных недр , 33 (1): 1–11, Bibcode : 1983PEPI ... 33 ... .1A , DOI : 10.1016 / 0031-9201 (83) 90002-X.
  • Андерсон, Дж. Г. (2003), «Глава 57: Сейсмология сильных движений», Международный справочник по сейсмологии землетрясений и инженерной сейсмологии, часть B , стр. 937–966, ISBN 0-12-440658-0.
  • Bindi, D .; Parolai, S .; Oth, K .; Абдрахматов, А .; Муралиев, А .; Zschau, J. (октябрь 2011 г.), «Уравнения прогнозирования интенсивности для Центральной Азии», Geophysical Journal International , 187 : 327–337, Bibcode : 2011GeoJI.187..327B , doi : 10.1111 / j.1365-246X.2011.05142.x.
  • Блэкфорд, Мэн (1984), «Использование шкалы звездных величин Абэ Системой предупреждения о цунами». (PDF) , Наука об опасностях цунами: Международный журнал Общества цунами , 2 (1): 27–30.
  • Болт, BA (1993), Землетрясения и геологические открытия , Научная американская библиотека, ISBN 0-7167-5040-6.
  • Борман, П., изд. (2012), Новый Руководство сейсмологической обсерватории практике 2 (NMSOP-2) , Потсдам: международная ассоциация сейсмологии и физики земных недр / GFZ Немецкого исследовательского центра землеведения, DOI : 10,2312 / GFZ.NMSOP-2.
  • Борман, П. (2012), «Лист данных 3.1: формулы и таблицы калибровки величин, комментарии по их использованию и дополнительные данные». (PDF) , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологической обсерватории 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312 / GFZ.NMSOP-2_DS_3.1.
  • Борман, П. (2012), «Упражнение 3.1: Определение магнитуды» (PDF) , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологической обсерватории 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312 / GFZ.NMSOP-2_EX_3.
  • Борман, П. (2013), «Информационный лист 3.2: Предложение по уникальной номенклатуре магнитуды и амплитуды» (PDF) , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологической обсерватории 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312 / GFZ .NMSOP-2_IS_3.3.
  • Bormann, P .; Дьюи, Дж. У. (2014), «Информационный лист 3.3: Новые стандарты IASPEI для определения величин на основе цифровых данных и их отношения к классическим величинам». (PDF) , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологической обсерватории 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312 / GFZ.NMSOP-2_IS_3.3.
  • Bormann, P .; Fugita, K .; MacKey, KG; Гусев, А. (июль 2012 г.), «Информационный лист 3.7: Российская система K-класса, ее связь с величинами и ее потенциал для будущего развития и применения» (PDF) , в Бормане (ред.), Новое руководство сейсмологической обсерватории. Практика 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312 / GFZ.NMSOP-2_IS_3.7.
  • Bormann, P .; Саул, Дж. (2009), «Магнитуда землетрясения» (PDF) , Энциклопедия сложности и прикладной системной науки , 3 , стр. 2473–2496.
  • Bormann, P .; Wendt, S .; Ди Джакомо, Д. (2013), «Глава 3: Сейсмические источники и параметры источников» (PDF) , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологической обсерватории 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312 / GFZ.NMSOP -2_ч3.
  • Чен, ТС; Помрой, П.В. (1980), Распространение региональных сейсмических волн.
  • Чой, Г.Л .; Боутрайт, Дж. Л. (2012 г.), «Информационный лист 3.6: Излученная сейсмическая энергия и величина энергии» (PDF) , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологической обсерватории 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312 / GFZ.NMSOP -2_IS_3.6.
  • Чой, Г.Л .; Боутрайт, Дж. Л.; Кирби, С. (2001), «Излучаемая сейсмическая энергия и кажущееся напряжение межплитных и внутриплитных землетрясений в условиях зоны субдукции: последствия для оценки сейсмической опасности» (PDF) , Геологическая служба США , Отчет в открытом доступе 01-0005.
  • Чанг, DH; Бернройтер, Д.Л. (1980), Региональные отношения между шкалами магнитуды землетрясений. , ОСТИ  5073993, NUREG / CR-1457.
  • Дои, К. (2010), «Операционные процедуры участвующих агентств» (PDF) , Бюллетень Международного сейсмологического центра , 47 (7–12): 25, ISSN  2309-236X. Также доступно здесь (разделы перенумерованы).
  • Engdahl, ER; Villaseñor, A. (2002), «Глава 41: Глобальная сейсмичность: 1900–1999», в Ли, WHK; Kanamori, H .; Дженнингс, ПК; Кисслингер, К. (ред.), Международный справочник по землетрясениям и инженерной сейсмологии (PDF) , часть A, Academic Press, стр. 665–690, ISBN 0-12-440652-1.
  • Франкель, А. (1994), «Влияние ощущаемых соотношений площади и магнитуд на масштабирование землетрясений и среднюю частоту ощутимых колебаний грунта», Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 84 (2): 462–465.
  • Грюнталь, Г. (2011), «Землетрясения, интенсивность» , в Гупте, Х. (ред.), Энциклопедия геофизики твердой Земли , стр. 237–242, ISBN 978-90-481-8701-0.
  • Гутенберг, Б. (январь 1945a), "Амплитуда поверхностных волн и магнитуды мелких землетрясений" (PDF) , Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 35 (1): 3–12.
  • Гутенберг, Б. (1 апреля 1945c), "Определение магнитуды для глубокофокусных землетрясений" (PDF) , Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 35 (3): 117–130
  • Gutenberg, B .; Richter, CF (1936), «О сейсмических волнах (третья статья)», Gerlands Beiträge zur Geophysik , 47 : 73–131.
  • Gutenberg, B .; Рихтер, CF (1942), «Величина, интенсивность, энергия и ускорение землетрясения», Бюллетень Сейсмологического общества Америки : 163–191, ISSN  0037-1106.
  • Gutenberg, B .; Рихтер, К.Ф. (1954), Сейсмичность Земли и связанные с ней явления (2-е изд.), Princeton University Press, 310с.
  • Gutenberg, B .; Рихтер, К.Ф. (1956a), «Величина и энергия землетрясений» (PDF) , Annali di Geofisica , 9 : 1–15
  • Havskov, J .; Оттемёллер, Л. (октябрь 2009 г.), Обработка данных о землетрясениях (PDF).
  • Hough, SE (2007), шкала Рихтера: мера землетрясения, мера человека , Princeton University Press, ISBN 978-0-691-12807-8, дата обращения 10 декабря 2011.
  • Hutton, LK; Бур, Дэвид М. (декабрь 1987 г.), «Шкала M L в Южной Калифорнии» (PDF) , Nature , 271 : 411–414, Bibcode : 1978Natur.271..411K , doi : 10.1038 / 271411a0.
  • Хаттон, Кейт; Весснер, Йохен; Haukson, Эгиль (апрель 2010), "Землетрясение Мониторинг в Южной Калифорнии в течение семидесяти семи лет (1932-2008)" (PDF) , Бюллетень сейсмологического общества Америки , 100 (1): 423-446, DOI : 10,1785 / 0120090130
  • Johnston, A. (1996), "Оценка сейсмического момента землетрясений в стабильных континентальных регионах - II. Историческая сейсмичность", Geophysical Journal International , 125 (3): 639–678, Bibcode : 1996GeoJI.125..639J , doi : 10.1111 /j.1365-246x.1996.tb06015.x.
  • Канамори, Х. (10 июля 1977 г.), «Выделение энергии при сильных землетрясениях» (PDF) , Журнал геофизических исследований , 82 (20): 2981–2987, Bibcode : 1977JGR .... 82.2981K , doi : 10.1029 / JB082i020p02981.
  • Канаморите, H. (апрель 1983), "Магнитуда Масштаб и Количественные землетрясения" (PDF) , Тектонофизика , 93 (3-4): 185-199, Bibcode : 1983Tectp..93..185K , DOI : 10.1016 / 0040- 1951 (83) 90273-1.
  • Кацумата, А. (июнь 1996 г.), "Сравнение магнитуд, оцененных Японским метеорологическим агентством, с моментными магнитудами для средних и глубоких землетрясений", Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 86 (3): 832–842.
  • Makris, N .; Черная, CJ (сентябрь 2004), «Оценка Пик Судейской скорости как„Хорошо“Intensity Мера для ближнех геотермальных Движений», Журнал инженерной механики , 130 (9): 1032-1044, DOI : 10,1061 / (ASCE) 0733-9399 (2004) 130: 9 (1032).
  • Муссон, РМ; Сечич, И. (2012), «Глава 12: Интенсивность и шкалы интенсивности» (PDF) , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологической обсерватории 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312 / GFZ.NMSOP-2_ch12.
  • Nuttli, OW (10 февраля 1973 г.), "Затухание сейсмических волн и отношения магнитуд для восточной части Северной Америки", Journal of Geophysical Research , 78 (5): 876–885, Bibcode : 1973JGR .... 78..876N , doi : 10.1029 / JB078i005p00876.
  • Nuttli, OW (апрель 1983 г.), "Среднее значение сейсмического источника и параметров землетрясений для землетрясений средней плиты", Бюллетень сейсмологического общества Америки , 73 (2): 519–535.
  • Раутиан, Т.Г.; Халтурин В.И.; Fujita, K .; Mackey, KG; Kendall, AD (ноябрь-декабрь 2007), "Происхождение и методология K-класс системы и ее отношений России Энергетических звездной величины Весов" (PDF) , сейсмологический Research Letters , 78 (6): 579-590, DOI : 10,1785 / gssrl.78.6.579.
  • Раутиан, Т .; Лейт, WS (сентябрь 2002 г.), «Разработка составных региональных каталогов сейсмичности бывшего Советского Союза». (PDF) , 24-й обзор сейсмических исследований - Мониторинг ядерных взрывов: инновации и интеграция , Понте-Ведра-Бич, Флорида.
  • Richter, CF (январь 1935 г.), «Инструментальная шкала магнитуды землетрясений» (PDF) , Бюллетень сейсмологического общества Америки , 25 (1): 1–32.
  • Spence, W .; Сипкин, С.А.; Чой, Г.Л. (1989), «Измерение силы землетрясения» (PDF) , Earthquakes and Volcanoes , 21 (1): 58–63.
  • Стовер, CW; Коффман, Дж. Л. (1993), Сейсмичность США, 1568–1989 (пересмотренный) (PDF) , Профессиональный документ геологической службы США 1527.

Внешние ссылки [ править ]

  • Перспектива: графическое сравнение выделения энергии землетрясений - Тихоокеанский центр предупреждения о цунами
  • USGS ShakeMap Предоставляет карты движения грунта и интенсивности сотрясений в режиме реального времени после значительных землетрясений.