Seismische magnitude schalen

Seismische magnitude schalen worden gebruikt om de algehele sterkte of "grootte" van een aardbeving.Deze worden onderscheiden van Seismische intensiteitsschalen Dat categoriseert de intensiteit of ernst van grondschudden (trillen) veroorzaakt door een aardbeving op een bepaalde locatie.Magnitudes worden meestal bepaald uit metingen van die van een aardbeving seismische golven zoals opgenomen op een seismogram.Magnitude -schalen variëren van welk aspect van de seismische golven wordt gemeten en hoe ze worden gemeten.Verschillende grootteschalen zijn nodig vanwege verschillen in aardbevingen, de beschikbare informatie en de doeleinden waarvoor de magnitudes worden gebruikt.

Aardbevingsgrootte en grondverschoenende intensiteit

Isoseismale kaart voor de 1968 Illinois aardbeving.De onregelmatige verdeling van schudden komt voort uit variaties van geologie en/of grondomstandigheden.

De korst van de aarde wordt benadrukt door tektonisch krachten.Wanneer deze stress groot genoeg wordt om de korst te scheuren, of om de wrijving te overwinnen die voorkomt dat het ene blokkorst voorbij een ander glijdt, wordt energie vrijgegeven, een deel ervan in de vorm van verschillende soorten seismische golven die grondvorming veroorzaken, oftrillen.

Grootte is een schatting van de relatieve "grootte" of sterkte van een aardbeving, en dus het potentieel voor het schudden van grond.Het is "ongeveer gerelateerd aan de vrijgegeven seismische energie."[1]

Intensiteit verwijst naar de kracht of kracht van schuddend op een bepaalde locatie en kan verband houden met de piekgrondsnelheid.Met een Isoseismale kaart van de waargenomen intensiteiten (zie illustratie) kan de omvang van een aardbeving worden geschat op zowel de maximale intensiteit (meestal maar niet altijd in de buurt van de epicentrum), en vanuit de omvang van het gebied waar de aardbeving werd gevoeld.[2]

De intensiteit van lokaal grondschudden hangt af van verschillende factoren naast de grootte van de aardbeving,[3] Een van de belangrijkste zijn bodemomstandigheden.Dikke lagen zachte grond (zoals vulling) kunnen bijvoorbeeld seismische golven versterken, vaak op een aanzienlijke afstand van de bron, terwijl sedimentaire bassins vaak resoneren, waardoor de duur van het schudden wordt verhoogd.Dit is de reden waarom, in de 1989 Loma Prieta aardbeving, de Jachthavendistrict van San Francisco was een van de meest beschadigde gebieden, hoewel het bijna 100 km van het epicentrum was.[4] Geologische structuren waren ook significant, zoals waar seismische golven die onder de zuidkant van de baai van San Francisco passeerden, de basis van de korst van de aarde naar San Francisco en Oakland weerspiegelden.Een soortgelijk effect heeft seismische golven gekanaliseerd tussen de andere grote fouten in het gebied.[5]

Magnitude -schalen

Typisch seismogram.De druk P-golven (Volgens de rode lijnen) - in wezen geluid dat door rots gaat - zijn de snelste seismische golven, en komen eerst aan, meestal in ongeveer 10 seconden voor een aardbeving op ongeveer 50 km afstand.De zijwaartse schudden S-golven (volgens de groene lijnen) komen enkele seconden later aan en reist iets meer dan de helft van de snelheid van de P-golven;De vertraging is een directe indicatie van de afstand tot de aardbeving.S-golven kunnen een uur duren om een punt 1000 km afstand te bereiken.Beide zijn lijfgolven, die rechtstreeks door de korst van de aarde passeren.Het volgen van de S-golven zijn verschillende soorten oppervlakte-golven – Love Waves en Rayleigh -golven - die alleen naar het aardoppervlak reizen.Oppervlaktegolven zijn kleiner voor diepe aardbevingen, die minder interactie hebben met het oppervlak.Voor ondiepe aardbevingen - minder dan ongeveer 60 km diep - zijn de oppervlaktegolven sterker en kunnen enkele minuten duren;Deze dragen het grootste deel van de energie van de aardbeving en veroorzaken de meest ernstige schade.

Een aardbeving straalt energie uit in de vorm van verschillende soorten seismische golven, wiens kenmerken de aard van zowel de breuk als de korst van de aarde weerspiegelen waar de golven doorheen reizen.[6] Bepaling van de omvang van een aardbeving omvat in het algemeen het identificeren van specifieke soorten van deze golven op een seismogramen vervolgens het meten van een of meer kenmerken van een golf, zoals de timing, oriëntatie, amplitude, frequentie of duur.[7] Extra aanpassingen worden gemaakt voor afstand, soort korst en de kenmerken van de seismograaf Dat registreerde het seismogram.

De verschillende magnitude -schalen vertegenwoordigen verschillende manieren om de grootte af te leiden van informatie die beschikbaar is.Alle magnitude -schalen behouden de logaritmische schaal zoals bedacht door Charles Richter, en worden aangepast zodat het middenbereik ongeveer correleert met de originele "Richter" -schaal.[8]

De meeste grootteschalen zijn gebaseerd op metingen van slechts een deel van de seismische golftrein van een aardbeving en zijn daarom onvolledig.Dit resulteert in systematische onderschatting van de grootte in bepaalde gevallen, een aandoening die wordt genoemd verzadiging.[9]

Sinds 2005 de Internationale Vereniging van Seismology and Physics of the Earth's Interior (IASPEI) heeft de meetprocedures en -vergelijkingen voor de belangrijkste magnitude -schalen gestandaardiseerd, mL, Ms, MB, MB en MBLG.[10]

"Richter" magnitude -schaal

Hoofd artikel: Richter magnitude schaal

De eerste schaal voor het meten van aardbevingsgroottes, ontwikkeld in 1935 door Charles F. Richter en in de volksmond bekend als de "Richter" -schaal, is eigenlijk de Lokale omvangschaal, label Ml of ML.[11] Richter heeft nu twee functies opgezet die nu gemeenschappelijk zijn voor alle magnitude -schalen.

  1. Ten eerste is de schaal logaritmisch, zodat elke eenheid een tienvoudige toename in de amplitude van de seismische golven.[12] Omdat de energie van een golf evenredig is met een1.5, waarbij A de amplitude aangeeft, vertegenwoordigt elke eenheid van grootte een 101.5≈32-voudige toename van de seismische energie (Kracht) van een aardbeving.[13]
  2. Ten tweede definieerde Richter willekeurig het nulpunt van de schaal waar een aardbeving op een afstand van 100 km een maximale horizontale verplaatsing van 0,001 millimeter (1 µm, of 0,00004 inch) op een seismogram is geregistreerd met een houtzaalsie-seismograaf, is een maximale horizontale verplaatsing[PT].[14] Daaropvolgende magnitude -schalen worden gekalibreerd om ongeveer in overeenstemming te zijn met de oorspronkelijke "Richter" (lokale) schaal rond grootte 6.[15]

Alle "lokale" (ml) magnitudes zijn gebaseerd op de maximale amplitude van de grondschudden, zonder de verschillende seismische golven te onderscheiden.Ze onderschatten de kracht:

  • van verre aardbevingen (meer dan ~ 600 km) vanwege verzwakking van de S-golven,
  • van Diepe aardbevingen Omdat de oppervlaktegolven kleiner zijn, en
  • van Sterke aardbevingen (meer dan m ~ 7) omdat ze geen rekening houden met de duur van schudden.

De originele "Richter" -schaal, ontwikkeld in de geologische context van Zuid -Californië en Nevada, bleek later onnauwkeurig te zijn voor aardbevingen in de centrale en oostelijke delen van het continent (overal ten oosten van de Rotsachtige bergen) Vanwege verschillen in de continentale korst.[16] Al deze problemen leidden tot de ontwikkeling van andere schalen.

De meeste seismologische autoriteiten, zoals de Geologische enquête van de Verenigde Staten, rapporteer aardbevingsgroottes boven 4.0 als moment magnitude (hieronder), die de pers beschrijft als "Richter magnitude".[17]

Andere "lokale" magnitude -schalen

De originele "lokale" schaal van Richter is aangepast voor andere plaatsen.Deze kunnen worden gelabeld "ML", of met een kleine letters "l", of Ml, of Ml.[18] (Niet te verwarren met de Russische oppervlaktegolf MLH-schaal.[19]) Of de waarden vergelijkbaar zijn, hangt af van de vraag of de lokale omstandigheden adequaat zijn bepaald en de formule op passende wijze is aangepast.[20]

Japan Meteorological Agency magnitude Scale

Hoofd artikel: Japan Meteorological Agency magnitude Scale

In Japan, voor ondiepe (diepte <60 km) aardbevingen binnen 600 km, berekent de Japanse meteorologische keuzevrijheid[21] Een omvang gelabeld Mjma, MJMA, of MJ.(Deze mogen niet worden verward met momentgrootte JMA berekent, die zijn gelabeld mw(JMA) of m(JMA), noch met de Shindo -intensiteitsschaal.) JMA -magnitudes zijn gebaseerd (zoals typisch bij lokale schalen) op de maximale amplitude van de grondbeweging;Ze zijn het "vrij goed" eens[22] met het seismische moment magnitude mwin het bereik van 4,5 tot 7,5,[23] maar onderschat grotere magnitudes.

Lichaamsgrootteschalen

Hoofd artikel: Lichaamsgolf magnitude

Lichaamsgolven bestaan uit P-golven die de eerste zijn die aankomen (zie seismogram), of S-golven, of reflecties van beide.Lichaamsgolven reizen direct door rots.[24]

MB -schaal

De originele "body-wave magnitude"- MB of mB (hoofdletters "B") - is ontwikkeld door Gutenberg (1945b, 1945c) en Gutenberg & Richter (1956)[25] Om de afstand en de grootte -beperkingen van de M te overwinnenLSchaal inherent aan het gebruik van oppervlaktegolven.MB is gebaseerd op de P- en S-golven, gemeten over een langere periode en verzadigt niet tot ongeveer M 8. Het is echter niet gevoelig voor gebeurtenissen die kleiner zijn dan ongeveer m 5,5.[26] Het gebruik van MB zoals oorspronkelijk gedefinieerd is grotendeels verlaten,[27] nu vervangen door de gestandaardiseerde MBBB  schaal.[28]

MB -schaal

De MB of mb Schaal (kleine letters "M" en "B") is vergelijkbaar met MB, maar gebruikt alleen P-golven gemeten in de eerste paar seconden op een specifiek model van seismograaf met korte periodes.[29] Het werd in de jaren zestig geïntroduceerd met de oprichting van de Wereldwijd gestandaardiseerd seismograafnetwerk (WWSSN);De korte periode verbetert de detectie van kleinere gebeurtenissen en discrimineert beter tussen tektonische aardbevingen en ondergrondse nucleaire explosies.[30]

Meting van MB is verschillende keren veranderd.[31] Zoals oorspronkelijk gedefinieerd door Gutenberg (1945c) mb was gebaseerd op de maximale amplitude van golven in de eerste 10 seconden of meer.De lengte van de periode beïnvloedt echter de verkregen grootte.Vroege USGS/NEIC-praktijk was om MB op de eerste seconde te meten (alleen de eerste paar P-golven[32]), maar sinds 1978 meten ze de eerste twintig seconden.[33] De moderne praktijk is het meten van een korte-periode MB-schaal op minder dan drie seconden, terwijl de breedband MBBB  Schaal wordt gemeten in perioden van maximaal 30 seconden.[34]

MBLG schaal

Verschillen in de korst die ten grondslag liggen aan Noord -Amerika ten oosten van de Rocky Mountains, maken dat gebied gevoeliger voor aardbevingen.Hier getoond: De aardbeving in New Madrid uit 1895, m ~ 6, werd gevoeld door het grootste deel van de centrale VS, terwijl de 1994 Northridge Quake, hoewel bijna tien keer sterker op M 6.7, werd alleen gevoeld in Zuid -Californië.Van USGS Fact Sheet 017–03.

De regionale MBLG Schaal - ook aangegeven mb_lg, MBLG, Mlg (USGS), Mn, en mN - is ontwikkeld door Nuttli (1973) voor een probleem het originele mL Schaal kon niet aan: heel Noord -Amerika ten oosten van de Rotsachtige bergen.HenL Schaal werd ontwikkeld in Zuid -Californië, dat meestal op blokken oceanische korst ligt basalt of sedimentaire rots, die zijn aangesloten op het continent.Ten oosten van de Rockies Het continent is een kraton, een dikke en grotendeels stabiele massa van continentale korst die grotendeels is graniet, een hardere rots met verschillende seismische kenmerken.In dit gebied de mL Schaal geeft abnormale resultaten voor aardbevingen die door andere maatregelen gelijk leken aan Quakes in Californië.

Nuttli heeft dit opgelost door de amplitude van korte periode (~ 1 sec.) LG-golven te meten,[35] een complexe vorm van de Liefdesgolf die, hoewel een oppervlaktegolf, hij vond dat het resultaat nauwer verband hield met de MB -schaal dan de Msschaal.[36] LG -golven verzwakken snel langs elk oceanisch pad, maar verspreiden zich goed door de granitische continentale korst en MBLG wordt vaak gebruikt in gebieden van stabiele continentale korst;Het is vooral handig voor het detecteren van ondergrondse nucleaire explosies.[37]

Oppervlaktegolf magnitude schalen

Hoofd artikel: Oppervlaktegolfgrootte

Oppervlaktegolven zich voortplanten langs het aardoppervlak en zijn hoofdzakelijk beide Rayleigh -golven of Love Waves.[38] Voor ondiepe aardbevingen dragen de oppervlaktegolven het grootste deel van de energie van de aardbeving en zijn het meest destructief.Diepere aardbevingen, met minder interactie met het oppervlak, produceren zwakkere oppervlaktegolven.

De oppervlaktegolfgrootschaal, verschillend aangeduid als Mevrouw, MS, en Msis gebaseerd op een procedure ontwikkeld door Beno Gutenberg in 1942[39] Voor het meten van ondiepe aardbevingen sterker of verder weg dan de oorspronkelijke schaal van Richter zou kunnen aankan.Het heeft met name de amplitude van oppervlaktegolven gemeten (die over het algemeen de grootste amplitudes produceren) gedurende een periode van "ongeveer 20 seconden".[40] HensSchaal is ongeveer eens met MLOp ~ 6, divergeert dan maar liefst een halve grootte.[41] Een herziening door Nuttli (1983), Soms geëtiketteerd MSN,[42] Maatregelen alleen golven van de eerste seconde.

Een aanpassing-de "Moskou-Prague Formule"-werd voorgesteld in 1962 en aanbevolen door de IASPEI in 1967;Dit is de basis van de gestandaardiseerde MS20 schaal (MS_20, Ms(20)).[43] Een "brede" variant (MS_BB, Ms(BB)) meet de grootste snelheidsamplitude in de Rayleigh-golftrein voor periodes tot 60 seconden.[44] De MS7 Schaal die in China wordt gebruikt, is een variant van ms Gekalibreerd voor gebruik met de Chinese "Type 763" lange-periode seismograaf.[45]

De Mlh Schaal die in sommige delen van Rusland wordt gebruikt, is eigenlijk een oppervlaktegolfgrootte.[46]

Momentgrootte en schalen voor energie magnitude

Hoofd artikel: Moment Magnitude Scale

Andere magnitude -schalen zijn gebaseerd op aspecten van seismische golven die alleen indirect en onvolledig de kracht van een aardbeving weerspiegelen, andere factoren omvatten en in het algemeen beperkt zijn in een bepaalde omvang, focale diepte of afstand.De Moment Magnitude Scale – MW of Mw - ontwikkeld door Kanamori (1977) en Hanks & Kanamori (1979)is gebaseerd op die van een aardbeving seismisch moment, M0, een maat voor hoeveel werk Een aardbeving doet het bij het schuiven van een stuk rots langs een ander stuk rots.[47] Seismisch moment wordt gemeten in Newton-meters (Nm of N · m) in de SI -systeem van meting, of dyne-centimeters (Dyn-CM; 1 dyn-cm = 10-7 Nm) in de oudere CGS systeem.In het eenvoudigste geval kan het moment worden berekend, wetende dat alleen de hoeveelheid slip, het gebied van het oppervlak gescheurd of uitgleed, en een factor voor de weerstand of wrijving.Deze factoren kunnen worden geschat voor een bestaande fout om de omvang van eerdere aardbevingen te bepalen, of wat kan worden verwacht voor de toekomst.[48]

Het seismische moment van een aardbeving kan op verschillende manieren worden geschat, die de basis zijn van de MWB, MWRE, Mwc, MWW, MWP, Mi, en MWPD schubben, alle subtypen van de generieke mw schaal.Zien Moment magnitude schaal § subtypen voor details.

Seismisch moment wordt beschouwd als de meest objectieve maat voor de "grootte" van een aardbeving met betrekking tot totale energie.[49] Het is echter gebaseerd op een eenvoudig breukmodel en op bepaalde vereenvoudigende veronderstellingen;Het verklaart niet het feit dat het aandeel energie dat wordt uitgestraald als seismische golven varieert tussen aardbevingen.[50]

Veel van de totale energie van een aardbeving zoals gemeten door Mwwordt gedissipeerd als wrijving (resulterend in verwarming van de korst).[51] Het potentieel van een aardbeving om een sterke grondschudden te veroorzaken, hangt af van de relatief kleine fractie energie die wordt uitgestraald als seismische golven, en wordt beter gemeten op de energie -magnitude schaal, Me.[52] Het aandeel totale energie uitgestraald als seismische golven varieert sterk, afhankelijk van het focale mechanisme en de tektonische omgeving;[53] Meen MwVoor zeer vergelijkbare aardbevingen kunnen maar liefst 1,4 eenheden verschillen.[54]

Ondanks het nut van de meSchaal, het wordt over het algemeen niet gebruikt vanwege moeilijkheden bij het schatten van de uitgestraalde seismische energie.[55]

Twee aardbevingen verschillen sterk in de aangekomen schade

In 1997 waren er twee grote aardbevingen voor de kust van Chili.De omvang van de eerste, in juli, werd geschat op mw6.9, maar was nauwelijks gevoeld, en alleen op drie plaatsen.In oktober een mw7.1 aardbeving op bijna dezelfde locatie, maar twee keer zo diep en op een ander soort fout, werd gevoeld over een breed gebied, raakte meer dan 300 mensen gewond en vernietigde meer dan 10.000 huizen.Zoals te zien is in de onderstaande tabel, wordt deze ongelijkheid van schade aangericht in beide moment magnitude (mw) noch de oppervlaktegolfgrootte (ms).Alleen wanneer de grootte wordt gemeten op basis van de lichaamsgolf (MB) of de seismische energie (me) is er een verschil vergelijkbaar met het verschil in schade.

Datum ISC # Lat. Lang. Diepte Schade Ms  Mw  MB Me  Type fout
06 juli 1997 1035633 −30.06 −71.87 23 km Nauwelijks gevoeld 6.5 6.9 5.8 6.1 tussenliggen
15 oktober 1997 1047434 −30.93 −71.22 58 km Uitgebreid 6.8 7.1 6.8 7.5 Intraslab-normaal
Verschil: 0,3 0,2 1.0 1.4

Herschikt en aangepast vanaf tabel 1 in Choy, Boatwright & Kirby 2001, p.13. ook gezien in Is 3.6 2012, p.7.

Energieklasse (K-klasse) schaal

Hoofd artikel: Energieklasse

K (van het Russische woord класс, "klasse", in de zin van een categorie[56]) is een maat voor aardbevingsgrootte in de energieklasse of K-Klasse systeem, ontwikkeld in 1955 door Sovjet- seismologen in de afgelegen Garm (Tadzjikistan) regio van Centraal -Azië;In herziene vorm wordt het nog steeds gebruikt voor lokale en regionale aardbevingen in veel staten die voorheen zijn afgestemd op de Sovjet -Unie (inclusief Cuba).Gebaseerd op seismische energie (k = log eS, in Joures), moeilijkheid om het te implementeren met behulp van de technologie van die tijd leidde tot herzieningen in 1958 en 1960. Aanpassing aan lokale omstandigheden heeft geleid tot verschillende regionale K -schalen, zoals zoals KF en KS.[57]

K-waarden zijn logaritmisch, vergelijkbaar met Richter-stijl magnitudes, maar hebben een ander schaal- en nulpunt.K -waarden in het bereik van 12 tot 15 komen overeen met ongeveer met m 4,5 tot 6.[58] M (K), M(K), of mogelijk MK Geeft een grootte M aan die is berekend uit een energieklasse K.[59]

Tsunami magnitude -schalen

Aardbevingen die tsunami's genereren, scheuren over het algemeen relatief langzaam, waardoor meer energie levert in langere perioden (lagere frequenties) dan in het algemeen gebruikt voor het meten van magnitudes.Elke scheeftrekking in de spectrale verdeling kan resulteren in grotere of kleinere, tsunami's dan verwacht voor een nominale grootte.[60] De tsunami magnitude -schaal, Mt, is gebaseerd op een correlatie door Katsuyuki Abe van het seismische moment van aardbevingen (m0) met de amplitude van tsunami -golven zoals gemeten door getijdenmeters.[61] Oorspronkelijk bedoeld voor het schatten van de omvang van historische aardbevingen waar seismische gegevens ontbreken, maar er bestaan er getijdengegevens, de correlatie kan worden omgekeerd om getijdenhoogte te voorspellen door aardbevingsgrootte.[62] (Niet te verwarren met de hoogte van een vloedgolf, of aanloop, wat een intensiteitseffect is dat wordt bestuurd door lokale topografie.) Onder lage-ruisomstandigheden kunnen tsunami-golven slechts 5 cm worden voorspeld, overeenkomend met een aardbeving van m ~ 6.5.[63]

Een andere schaal van bijzonder belang voor tsunami -waarschuwingen is de mantel magnitude -schaal, Mm.[64] Dit is gebaseerd op Rayleigh -golven die in de mantel van de aarde doordringen en snel kunnen worden bepaald, en zonder volledige kennis van andere parameters zoals de diepte van de aardbeving.

Duur en coda magnitude schalen

Hoofd artikel: Aardbevingsduurgrootte

Md duidt verschillende schalen aan die de grootte schatten van de looptijd of lengte van een deel van de seismische golftrein.Dit is vooral handig voor het meten van lokale of regionale aardbevingen, beide krachtige aardbevingen die de seismometer off-scale kunnen drijven (een probleem met de eerder gebruikte analoge instrumenten) en het voorkomen van meting van de maximale golfamplitude en zwakke aardbevingen, waarvan de maximale amplitude niet isnauwkeurig gemeten.Zelfs voor verre aardbevingen biedt het meten van de duur van het schudden (evenals de amplitude) een betere maat voor de totale energie van de aardbeving.Meting van de duur is opgenomen in sommige moderne schalen, zoals MWPDen MBc.[65]

Mc schalen meten meestal de duur of amplitude van een deel van de seismische golf, de coda.[66] Voor korte afstanden (minder dan ~ 100 km) kunnen deze een snelle schatting van de grootte opleveren voordat de exacte locatie van de aardbeving bekend is.[67]

Macroseismische magnitude schalen

Magnitude -schalen zijn over het algemeen gebaseerd op instrumentele meting van een bepaald aspect van de seismische golf zoals vastgelegd op een seismogram.Waar dergelijke records niet bestaan, kunnen magnitudes worden geschat op basis van rapporten van de macroseismische gebeurtenissen zoals beschreven door intensiteitsschalen.[68]

Eén benadering om dit te doen (ontwikkeld door Beno Gutenberg en Charles Richter in 1942[69]) relateert de waargenomen maximale intensiteit (vermoedelijk is dit boven het epicentrum), aangeduid I0 (Capital I met een subscriptieve nul), tot de omvang.Het is aanbevolen dat de op deze basis berekende magnitudes worden gelabeld Mw(L0),[70] maar worden soms gelabeld met een meer generieke MMevrouw.

Een andere benadering is om een Isoseismale kaart het tonen van het gebied waarover een bepaald niveau van intensiteit werd gevoeld.De grootte van het "viltgebied" kan ook verband houden met de grootte (gebaseerd op het werk van Frankel 1994 en Johnston 1996).Terwijl het aanbevolen label voor op deze manier is afgeleid van grootte M0(Een),[71] Het meer algemeen geziene label is Mfa. Een variant, MLa, aangepast aan Californië en Hawaii, ontleent de lokale omvang (mL) Uit de grootte van het gebied dat wordt beïnvloed door een bepaalde intensiteit.[72] MI (hoofdletter "I", onderscheiden van de lagere letter in mi) is gebruikt voor moment magnitudes geschat uit Isoseismale intensiteiten berekend per Johnston 1996.[73]

Piekgrondsnelheid (PGV) en Piek grondversnelling (PGA) zijn metingen van de kracht die destructieve grondschudden veroorzaakt.[74] In Japan biedt een netwerk van sterk-motion versnellingsmeters PGA-gegevens die locatiespecifieke correlatie met verschillende aardbevingen van verschillende grootte mogelijk maken.Deze correlatie kan worden omgekeerd om de grond te schatten op die plaats schudden vanwege een aardbeving van een bepaalde grootte op een bepaalde afstand.Hieruit kan een kaart die gebieden met waarschijnlijke schade toont, binnen enkele minuten na een echte aardbeving worden bereid.[75]

Andere magnitude -schalen

Veel aardbevingsgrootteschalen zijn ontwikkeld of voorgesteld, waarbij sommigen nooit brede acceptatie krijgen en alleen blijven als obscure referenties in historische catalogi van aardbevingen.Andere schalen zijn gebruikt zonder een duidelijke naam, vaak aangeduid als "de methode van Smith (1965)" (of vergelijkbare taal), waarbij de auteurs vaak hun methode herzien.Bovendien variëren seismologische netwerken variëren van hoe ze seismogrammen meten.Waar de details van hoe een grootte is bepaald, zijn onbekend, zullen catalogi de schaal specificeren als onbekend (verschillend Unk, Un, of Uk).In dergelijke gevallen wordt de grootte als generiek en benaderd.

Een Mh ("Grootte bepaald met de hand") Label is gebruikt waar de grootte te klein is of de gegevens te slecht (meestal van analoge apparatuur) om een lokale grootte te bepalen, of meerdere schokken of culturele ruis compliceert de records.De Southern California Seismic Network Gebruikt deze "magnitude" waarbij de gegevens de kwaliteitscriteria mislukken.[76]

Een speciaal geval is de Seismiciteit van de aarde catalogus van Gutenberg & Richter (1954).Geprezen als een mijlpaal als een uitgebreide wereldwijde catalogus van aardbevingen met uniform berekende magnitudes,[77] Ze hebben nooit de volledige details gepubliceerd over hoe ze die magnitudes hebben bepaald.[78] Bijgevolg, terwijl sommige catalogi deze grootten identificeren als MGR, anderen gebruiken Uk (wat betekent "computationele methode onbekend").[79] Daaropvolgende studie vond veel van de MsWaarden om "aanzienlijk te overschatten".[80] Verder onderzoek heeft aangetoond dat het grootste deel van de MGRmagnitudes 'zijn eigenlijk msvoor grote schokken ondieper dan 40 km, maar zijn in principe MB voor grote schokken op diepten van 40-60 km. "[81] Gutenberg en Richter gebruikten ook een cursieve, niet-bold "M zonder subscript "[82] -Ook gebruikt als een generieke omvang, en niet te verwarren met het gewaagde, niet-courte M gebruikt voor moment magnitude - en een "uniforme omvang" m (Bolding toegevoegd).[83] Hoewel deze termen (met verschillende aanpassingen) in wetenschappelijke artikelen werden gebruikt in de jaren zeventig,[84] Ze zijn nu alleen van historisch belang.Een gewoon (niet-annulisch, niet-bold) kapitaal "M" zonder subscript wordt vaak gebruikt om algemeen naar magnitude te verwijzen, waarbij een exacte waarde of de specifieke gebruikte schaal niet belangrijk is.

Zie ook

Citaten

  1. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p.37. De relatie tussen magnitude en de vrijgegeven energie is ingewikkeld.Zie §3.1.2.5 en §3.3.3 voor details.
  2. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.1.2.1.
  3. ^ Bolt 1993, p.164 en volgende ..
  4. ^ Bolt 1993, pp. 170–171.
  5. ^ Bolt 1993, p. 170.
  6. ^ Zien Bolt 1993, Hoofdstukken 2 en 3, voor een zeer leesbare uitleg van deze golven en hun interpretatie.J. R. Kayal's uitstekende beschrijving van seismische golven is te vinden hier.
  7. ^ Zien Havskov & Ottemöller 2009, §1.4, pp. 20–21, voor een korte uitleg, of mnsop-2 Ex 3.1 2012 Voor een technische beschrijving.
  8. ^ Chung & Bernreuter 1980, p. 1.
  9. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 18.
  10. ^ Iaspei Is 3.3 2014, pp. 2–3.
  11. ^ Kanamori 1983, p. 187.
  12. ^ Richter 1935, p. 7.
  13. ^ Spence, Sipkin & Choy 1989, p. 61.
  14. ^ Richter 1935, pp. 5; Chung & Bernreuter 1980, p.10. Vervolgens opnieuw gedefinieerd door Hutton & Boore 1987 als 10 mm beweging door een mL3 Quake op 17 km.
  15. ^ Chung & Bernreuter 1980, p. 1; Kanamori 1983, p.187, figuur 2.
  16. ^ Chung & Bernreuter 1980, p. ix.
  17. ^ Het "USGS Earthquake magnitude -beleid" voor het rapporteren van aardbevingsgroottes aan het publiek zoals geformuleerd door de USGS Earthquake magnitude Working Group werd geïmplementeerd op 18 januari 2002 en geplaatst op https://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php.Het is sindsdien verwijderd;Een kopie wordt gearchiveerd op de Wayback -machine, en het essentiële deel is te vinden hier.
  18. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4, p.59.
  19. ^ Rautian & Leith 2002, pp. 158, 162.
  20. ^ Zie datasheet 3.1 in NMSOP-2 Gearchiveerd 2019-08-04 op de Wayback -machine voor een gedeeltelijke compilatie en referenties.
  21. ^ Katsumata 1996; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.7, p.78; Doi 2010.
  22. ^ Bormann & Saul 2009, p. 2478.
  23. ^ Zie ook figuur 3.70 in NMSOP-2.
  24. ^ Havskov & Ottemöller 2009, p. 17.
  25. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 37; Havskov & Ottemöller 2009, §6.5.Zie ook Abe 1981.
  26. ^ Havskov & Ottemöller 2009, p. 191.
  27. ^ Bormann & Saul 2009, p.2482.
  28. ^ Mnsop-2/iaspei Is 3.3 2014, §4.2, pp. 15–16.
  29. ^ Kanamori 1983, pp. 189, 196; Chung & Bernreuter 1980, p. 5.
  30. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, pp. 37, 39; Bolt (1993, pp. 88–93) onderzoekt dit uitvoerig.
  31. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 103.
  32. ^ Iaspei Is 3.3 2014, p. 18.
  33. ^ Nuttli 1983, p. 104; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 103.
  34. ^ IASPEI/NMSOP-2 Is 3.2 2013, p. 8.
  35. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.4.Het "G" -subscript verwijst naar de granietlaag waardoor Lg golven zich voortplanten. Chen & Pomeroy 1980, p.4. Zie ook J. R. Kayal, "Seismic Waves and Earthquake Location", hier, pagina 5.
  36. ^ Nuttli 1973, p. 881.
  37. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.4.
  38. ^ Havskov & Ottemöller 2009, pp. 17–19.Zie vooral Afbeelding 1-10.
  39. ^ Gutenberg 1945a;gebaseerd op werk van Gutenberg & Richter 1936.
  40. ^ Gutenberg 1945a.
  41. ^ Kanamori 1983, p. 187.
  42. ^ Stover & Coffman 1993, p. 3.
  43. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, pp. 81–84.
  44. ^ MNSOP-2 DS 3.1 2012, p. 8.
  45. ^ Bormann et al.2007, p. 118.
  46. ^ Rautian & Leith 2002, pp. 162, 164.
  47. ^ De IASPEI -standaardformule voor het afleiden van moment magnitude van het seismische moment is
    Mw  = (2/3) (logboek M0  – 9.1).Formule 3.68 in Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 125.
  48. ^ Anderson 2003, p. 944.
  49. ^ Havskov & Ottemöller 2009, p. 198
  50. ^ Havskov & Ottemöller 2009, p. 198; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 22.
  51. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 23
  52. ^ NMSOP-2 Is 3.6 2012, §7.
  53. ^ Zien Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.7.2 voor een uitgebreide discussie.
  54. ^ NMSOP-2 Is 3.6 2012, §5.
  55. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 131.
  56. ^ Rautian et al.2007, p. 581.
  57. ^ Rautian et al.2007;NMSOP-2 Is 3.7 2012; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.6.
  58. ^ Bindi et al.2011, p.330. Extra regressieformules voor verschillende regio's zijn te vinden in Rautian et al.2007, Tafels 1 en 2. Zie ook Is 3.7 2012, p. 17.
  59. ^ Rautian & Leith 2002, p. 164.
  60. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.6.7, p.124.
  61. ^ Abe 1979; Abe 1989, p.28. meer precies, mtis gebaseerd op verre-veld tsunami-golfamplitudes om enkele complicaties die in de buurt van de bron gebeuren te voorkomen. Abe 1979, p. 1566.
  62. ^ Blackford 1984, p. 29.
  63. ^ Abe 1989, p. 28.
  64. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.8.5.
  65. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.5.
  66. ^ Havskov & Ottemöller 2009, §6.3.
  67. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.5, pp. 71–72.
  68. ^ Musson & Cecić 2012, p. 2.
  69. ^ Gutenberg & Richter 1942.
  70. ^ Grünthal 2011, p. 240.
  71. ^ Grünthal 2011, p. 240.
  72. ^ Stover & Coffman 1993, p. 3.
  73. ^ Engdahl & Villaseñor 2002.
  74. ^ Makris & Black 2004, p. 1032.
  75. ^ Doi 2010.
  76. ^ Hutton, Woesner & Haukson 2010, pp. 431, 433.
  77. ^ NMSOP-2 Is 3.2, pp. 1–2.
  78. ^ Abe 1981, p. 74; Engdahl & Villaseñor 2002, p. 667.
  79. ^ Engdahl & Villaseñor 2002, p. 688.
  80. ^ Abe & Noguchi 1983.
  81. ^ Abe 1981, p. 72.
  82. ^ Gedefinieerd als "een gewogen gemiddelde tussen MB en MS. " Gutenberg & Richter 1956a, p. 1.
  83. ^ "Bij Pasadena wordt er een gewogen gemiddelde tussen genomen mS zoals rechtstreeks gevonden uit lichaamsgolven, en mS, de overeenkomstige waarde afgeleid van MS .... " Gutenberg & Richter 1956a, p. 2.
  84. ^ Bijv. Kanamori 1977.

Algemene en geciteerde bronnen

  • Abe, K. (april 1979), "Grootte van grote aardbevingen van 1837–1874 afgeleid uit tsunami -gegevens", Journal of Geophysical Research, 84 (B4): 1561–1568, Bibcode:1979jgr .... 84.1561a, doen:10.1029/JB084IB04P01561.
  • Bormann, P.;Saul, J. (2009), "Aardbeving magnitude" (PDF), Encyclopedie van complexiteit en toegepaste systeemwetenschap, Vol. 3, pp. 2473–2496.
  • Chung, D. H.;Bernreuter, D. L. (1980), Regionale relaties tussen aardbevingsgrootschalen., Osti 5073993, Nureg/CR-1457.
  • Frankel, A. (1994), "Implicaties van viltgebiedrelaties voor aardbevingschaling en de gemiddelde frequentie van waarneembare grondbeweging", Bulletin van de Seismological Society of America, 84 (2): 462–465.
  • Gutenberg, B.;Richter, C. F. (1936), "On Seismic Waves (Third Paper)", Gerlands Beiträge zur Geophysik, 47: 73–131.
  • Gutenberg, B.;Richter, C. F. (1942), "aardbevinggrootte, intensiteit, energie en versnelling", Bulletin van de Seismological Society of America: 163–191, ISSN 0037-1106.
  • Gutenberg, B.;Richter, C. F. (1954), Seismiciteit van de aarde en bijbehorende fenomenen (2e ed.), Princeton University Press, 310p.
  • Katsumata, A. (juni 1996), "Vergelijking van magnitudes geschat door de Japan Meteorological Agency met momentgroottes voor tussenliggende en diepe aardbevingen." Bulletin van de Seismological Society of America, 86 (3): 832–842.
  • Makris, N.;Black, C. J. (september 2004), "Evaluatie van piekgrondsnelheid als een" goede "intensiteitsmaatregel voor bijna-source grondbewegingen", Journal of Engineering Mechanics, 130 (9): 1032-1044, doen:10.1061/(ASCE) 0733-9399 (2004) 130: 9 (1032).
  • Nuttli, O. W. (april 1983), "Gemiddelde seismische bron-parameterverhoudingen voor mid-plaat aardbevingen", Bulletin van de Seismological Society of America, 73 (2): 519–535.

Externe links