Как найти магнитуду землетрясения

Как найти магнитуду землетрясения

Магниту́да землетрясе́ния (от лат. magnitudo «важность, значительность, крупность, величие») — величина, характеризующая энергию, выделившуюся при землетрясении в виде сейсмических волн. Первоначальная шкала магнитуды была предложена американским сейсмологом Чарльзом Рихтером в 1935 году, поэтому в обиходе значение магнитуды называют шкалой Рихтера.

Магнитуда землетрясения и балльная шкала интенсивности землетрясения[править | править код]

Шкала Рихтера содержит условные единицы (от 1 до 9,5) — магнитуды, которые вычисляются по колебаниям, регистрируемым сейсмографом. Эту шкалу часто путают со шкалой интенсивности землетрясения в баллах (по 7 или 12-балльной системе), которая основана на внешних проявлениях подземного толчка (воздействие на людей, предметы, строения, природные объекты). Когда происходит землетрясение, то сначала становится известной именно его магнитуда, которая определяется по сейсмограммам, а не интенсивность, которая выясняется только спустя некоторое время, после получения информации о последствиях.

Правильное употребление: «землетрясение магнитудой 6,0».

Прежнее неправильное употребление: «землетрясение силой 6 баллов по шкале Рихтера».

Неправильное употребление: «землетрясение магнитудой 6 баллов», «землетрясение силой в 6 магнитуд по шкале Рихтера»[1][2].

Шкала Рихтера[править | править код]

Рихтер предложил для оценки силы землетрясения (в его эпицентре) десятичный логарифм перемещения A (в микрометрах) иглы стандартного сейсмографа Вуда — Андерсона, расположенного на расстоянии не более 600 км от эпицентра:
M_{L}=lg A+f, где f — корректирующая функция, вычисляемая по таблице в зависимости от расстояния до эпицентра. Энергия землетрясения примерно пропорциональна A^{{3/2}}, то есть увеличение магнитуды на 1,0 соответствует увеличению амплитуды колебаний в 10 раз и увеличению энергии примерно в 32 раза.

Эта шкала имела несколько существенных недостатков:

  • Рихтер использовал для градуировки своей шкалы малые и средние землетрясения южной Калифорнии, характеризующиеся малой глубиной очага.
  • Из-за ограничений используемой аппаратуры шкала Рихтера была ограничена значением около 6,8.
  • Предложенный способ измерения учитывал только поверхностные волны, в то время как при глубинных землетрясениях существенная часть энергии выделяется в форме объёмных волн.

В течение следующих нескольких десятков лет шкала Рихтера уточнялась и приводилась в соответствие с новыми наблюдениями. Сейчас существует несколько производных шкал, самыми важными из которых являются:

Магнитуда объёмных волн
{displaystyle m_{b}=lg(A/T)+Q(D,h),}

где A — амплитуда колебаний земли (в микрометрах), T — период волны (в секундах), и Q — поправка, зависящая от расстояния до эпицентра D и глубины очага землетрясения h.

Магнитуда поверхностных волн[en]
{displaystyle M_{s}=lg(A/T)+1{,}66lg D+3{,}30.}

Эти шкалы плохо работают для самых крупных землетрясений — при M ~ 8 наступает насыщение.

Сейсмический момент и шкала Канамори[править | править код]

В 1977[3] году сейсмолог Хиро Канамори из Калифорнийского технологического института предложил принципиально иную оценку интенсивности землетрясений, основанную на понятии сейсмического момента.

Сейсмический момент землетрясения определяется как

{displaystyle M_{0}=mu Su,}

где

μ — модуль сдвига горных пород, порядка 30 ГПа,
S — площадь, на которой замечены геологические разломы,
u — среднее смещение вдоль разломов.

Таким образом, в единицах СИ сейсмический момент имеет размерность Па⋅м2⋅м = Н⋅м.

Магнитуда по Канамори определяется как[4]

{displaystyle M_{W}={frac {2}{3}}(lg M_{0}-9{,}1),}

где M0 — сейсмический момент, выраженный в Н⋅м.

Шкала Канамори хорошо согласуется с более ранними шкалами при 3<M<7 и лучше подходит для оценки крупных землетрясений.

Энергия землетрясения[править | править код]

В каком-то смысле различные способы измерения магнитуды землетрясений являются приближениями к «идеальной» энергетической шкале:

{displaystyle M={frac {2}{3}}(lg E-4{,}8),}

где E — энергия землетрясения в джоулях.

Сейсмическая энергия, выделяемая при подземном ядерном взрыве мощностью в 1 мегатонну (4,184·1015 Дж), эквивалентна землетрясению с магнитудой около 6[5]. Стоит заметить, что даже при подземном ядерном взрыве с наибольшим сейсмическим действием, когда ядерный заряд помещён в достаточно компактную горную выработку на большой глубине в твёрдых породах (камуфлетный взрыв), только небольшая часть общей энергии взрыва (порядка процента) преобразуется в регистрируемые сейсмические колебания. Эта доля ещё меньше при наземном и особенно воздушном ядерном взрыве. Изменение энерговыделения при ядерном взрыве в 1000 раз при прочих равных условиях изменяет магнитуду на две единицы; так, например, подземный взрыв с энерговыделением в 1 кт эквивалентен землетрясению с магнитудой около 4[5][6].

Частота землетрясений разной магнитуды[править | править код]

За год на Земле происходит примерно:

  • 1 землетрясение с магнитудой 8,0 и выше;
  • 10 — с магнитудой 7,0—7,9;
  • 100 — с магнитудой 6,0—6,9;
  • 1000 — с магнитудой 5,0—5,9.

Сильнейшее зарегистрированное землетрясение в истории современных наблюдений произошло в Чили в 1960 году, его магнитуда по шкале Канамори составляла 9,5.

См. также[править | править код]

  • 12-балльная сейсмическая шкала
  • Шкала Японского метеорологического агентства
  • Шкала Росси-Фореля
  • Шкала Фудзиты
  • Шкала Меркалли

Примечания[править | править код]

  1. ↑ Землетрясения. Дата обращения: 12 марта 2011. Архивировано 23 августа 2011 года.
  2. ↑ Под редакцией проф. А. П. Горкина. Рихтера шкала // География. Современная иллюстрированная энциклопедия. — М.: Росмэн. — 2006.
  3. ↑ Hiroo Kanamori. The Energy Release in Great Earthquakes (англ.) // J. of Geophysical Research. — 10 July 1977. — Vol. 82, iss. 20. — P. 2981—2987.
  4. ↑ Николай Владимирович Короновский. Общая геология. — Книжный дом «Университет», 2016.
  5. ↑ 1 2 Nevada Seismological Lab. What is Richter Magnitude?
  6. ↑ V. Assessing Monitoring Requirements // Nuclear testing and nonproliferation: The role of seismology in deterring the development of nuclear weapons (англ.) / Ed.: Gregory E. Van der Vink. — Arlington, Virginia: The IRIS Consortium, 1994.

Ссылки[править | править код]

  • [geology.about.com/cs/quakemags/a/aa060798.htm Measuring Earthquake Magnitudes]
  • USGS: Measuring earthquakes

Некоторые внешние ссылки в этой статье ведут на сайты, занесённые в спам-лист.

Эти сайты могут нарушать авторские права, быть признаны неавторитетными источниками или по другим причинам быть запрещены в Википедии. Редакторам следует заменить такие ссылки ссылками на соответствующие правилам сайты или библиографическими ссылками на печатные источники либо удалить их (возможно, вместе с подтверждаемым ими содержимым).

Список проблемных ссылок

  • geology.about.com/cs/quakemags/a/aa060798.htm
Источник

Представим, что человек бьет по столу снизу вверх. Стол от его удара опрокидывается.

Что такое магнитуда землетрясения. Краткое и простое объяснение

Теперь представим, что человек бьет точно так же, по тому же самому столу, но при этом ножки стола прибиты гвоздями к полу. Что произойдет? А ничего. Стол скорее всего просто немного повибрирует и все.

Я обещал объяснить просто и кратко? Так и есть. Если вы поняли пример со столом, то теперь вам понятно, что такое и магнитуда землетрясения.

Магнитуда, говоря просто, – это мощность подземного толчка (удар человека по столу).

При этом, магнитуда не всегда характеризует реальные разрушительные последствия землетрясения. Как один и тот же удар по столу вызывает разные последствия, в зависимости от того, как стол закреплен, так же и одна и та же магнитуда может по разному проявляться на поверхности земли в виде различных разрушительных явлений.

  • Например, если горные породы над очагом землетрясения “мягкие”, то сейсмическим волнам легче будет распространяться, если твердые – то сложнее. Соответственно, один и тот же уровень магнитуды в разных породах будет по разному проявляться на поверхности.
  • Также, может быть разной и глубина, на которой происходит тектонический сдвиг. Поэтому даже мощный толчок (с большой магнитудой) может с трудом дойти до поверхности, если глубина очень большая.

Впервые понятие магнитуды предложил американский сейсмолог Чарльз Рихтер. Поэтому шкалу магнитуды часто называют шкалой Рихтера. Она измеряется в числах от “1” до “9 и выше” (либо говорят, что от 1 до 9,5).

То, что произошло в Турции, имело магнитуду 7,7. При этом, неправильно говорить, что “магнитуда равна 7,7 балла“, потому что баллы – это уже не про магнитуду. Это – про интенсивность землетрясения.

Интенсивность – этот как раз-таки внешнее проявление магнитуды на поверхности земли. То есть то, как высоко и далеко улетел стол из нашего примера (как сильно трясется земля, если совсем просто).

Вот интенсивность – да, она измеряется в баллах – от 1 до 12.

Очевидно, что количество баллов – намного более важный параметр для обычных граждан, чем магнитуда, потому что именно интенсивность характеризует степень разрушений.

Ниже представлена табличка, которая примерно увязывает магнитуду и баллы, в зависимости от глубины, на которой случилось землетрясение.

Инфографика от АиФ
Инфографика от АиФ

Как видим, при магнитуде 7 у землетрясения может быть даже 10 баллов, а это – очень серьезно. Это повреждает большинство строений, может вызывать оползни и изменения русла рек.

Судя по всему, в Турции примерно так и получилось, очаг землетрясения лежал неглубоко, поэтому магнитуда 7,7 вызвала масштабные разрушения.

Вот еще одна хорошая табличка, которая примерно увязывает магнитуду, интенсивность и примеры разрушений:

Что такое магнитуда землетрясения. Краткое и простое объяснение

Друзья! Если вам нравятся вот такие простые и наглядные объяснения различных явлений (особенно в географии) – подписывайтесь на этот канал, который является самым большим географическим каналом в Дзене. Нас уже больше 220 тысяч. Заранее спасибо и до связи!

Источник

Когда происходят крупные землетрясения, новости пестрят словами, которые не всем понятны: «магнитуда», «сейсмическая активность», «рои» и тому подобное. Объясняем термины, и разбираемся можно ли предсказать землетрясения

Содержание:

  • Что это
  • Почему происходят
  • Виды
  • Как измеряют в баллах
  • Как связаны магнитуда и разрушения
  • Как предсказать
  • Кто исследует
  • Где чаще случаются

Что такое землетрясение

Землетрясение — это колебания земной поверхности и подземные толчки, происходящие в результате движения тектонических плит.

Почему происходят землетрясения

Земная кора разбита на несколько больших тектонических плит, которые плавают на полужидкой мантии под ними. В основном землетрясения происходят в результате движения этих плит. Когда они движутся друг на друга, возникает огромное давление. В какой-то момент плиты соскальзывают, высвобождая энергию в виде сейсмических волн, которые мы воспринимаем как землетрясение.

Во время землетрясения движение тектонических плит может колебаться от всего нескольких миллиметров до метров. Магнитуда землетрясения определяется величиной смещения, которое происходит вдоль разлома, причем более крупные землетрясения соответствуют большему скольжению. Однако даже небольшие перемещения могут нанести значительный ущерб, если землетрясение происходит в густонаселенном районе и/или условия грунта усиливают сейсмические волны.

Виды землетрясений

  • Тектонические землетрясения — возникают в результате движения и взаимодействия тектонических плит. Они являются наиболее распространенным типом землетрясений и могут произойти в любой точке мира.
  • Вулканические землетрясения — происходят в результате вулканической активности, такой как движение магмы или обрушение вулканического конуса. Чаще всего они встречаются вблизи активных или потенциально активных вулканических районов.
  • Обвальные землетрясения — случаются в результате обрушения подземных шахт, подземных полостей или других искусственных сооружений.
  • Взрывные землетрясения — происходят в результате искусственных взрывов, таких как ядерные испытания или взрывные работы в карьерах.
  • Оползневые землетрясения — происходят в результате перемещения больших масс камня, земли или других материалов вниз по склону.
  • Рои землетрясений — последовательности землетрясений, которые происходят в определенной области в течение короткого периода времени (1–15 дней). Они часто связаны с вулканической или геотермальной активностью.

Фото:Unsplash

Как измеряют землетрясения в баллах

В разных странах принято по-разному оценивать интенсивность землетрясения.

  • В России и некоторых других странах принята 12-балльная шкала Медведева — Шпонхойера — Карника.
  • В Европе — 12-балльная Европейская макросейсмическая шкала.
  • В США — 12-балльная модифицированная шкала Меркалли.
  • В Японии — семибалльная шкала Японского метеорологического агентства.

Шкала Рихтера

Первую шкалу магнитуды землетрясений предложил американский сейсмолог Чарльз Рихтер в 1935 году, поэтому в обиходе значение магнитуды называют шкалой Рихтера. Шкала представляет собой логарифмическую шкалу, которая измеряет магнитуду землетрясений на основе амплитуды движения грунта, регистрируемой сейсмографами. Величина выражается в виде числа, причем каждое увеличение на единицу соответствует десятикратному увеличению движения грунта.

Сейсмограф — прибор, используемый для определения силы и направления и измерения землетрясения. Он состоит из сейсмометра — датчика, измеряющего движение грунта, — и устройства, которое записывает сигнал, производимый сейсмометром.

Проще говоря, сейсмограф подобен диктофону, который прослушивает землю и ведет запись. С той лишь разницей, что сейсмограф создает графический след волн землетрясения. Этот след затем можно проанализировать и определить величину и местоположение землетрясения.

Запись аппаратуры сейсмографа

Запись аппаратуры сейсмографа

(Фото: Shutterstock)

Шкала Медведева — Шпонхойера — Карника

Шкала Медведева — Шпонхойера — Карника (MSK-64) — это способ измерения интенсивности землетрясения, который представляет собой описание последствий подземных толчков на поверхности Земли и на искусственных сооружениях. Шкала была разработана в 1970-х годах советскими геологами и используется в основном на территории бывшего Советского Союза и Восточной Европы.

Шкала варьируется от 1 до 12, при этом каждое увеличение на одну единицу соответствует увеличению интенсивности землетрясения. Каждый из уровней описывает количество повреждений зданий и степень движения грунта. Информация, полученная с помощью этой шкалы, используется агентствами по управлению стихийными бедствиями для планирования мер реагирования и восстановления, а также для оценки потенциального воздействия землетрясения.

Как баллы MSK-64 соответствуют разрушениям на поверхности

  1. Не ощущается. Регистрируется только сейсмическими приборами.
  2. Очень слабые толчки. Замечают только некоторые люди, находящиеся в полном покое на верхних этажах зданий, и домашними животными.
  3. Слабое. Ощущается только внутри некоторых зданий, как сотрясение земли от проезжающего трамвая.
  4. Интенсивное. Большинство людей замечает такое землетрясение. Можно наблюдать легкое колебание или дребезжание предметов быта, оконных стекол. Могут скрипеть двери и/или стены.
  5. Довольно сильное. Ощущают многие даже вне зданий, а внутри — все. Шатается мебель, маятники часов останавливаются, могут появиться трещины в окнах и штукатурке.
  6. Сильное. Ощущается всеми. Предметы падают с полок, а картины — со стен. Отдельные куски штукатурки откалываются.
  7. Очень сильное. Появляются трещины в стенах домов, есть видимые повреждения.
  8. Разрушительное. Образуются видимые трещины на крутых склонах и в сырой почве. Памятники сдвигаются, фабричные трубы не выдерживают и падают. Дома сильно повреждаются.
  9. Опустошительное. Сильно повреждаются или рушатся каменные и кирпичные постройки. У деревянных домов нарушается геометрия.
  10. Уничтожающее. Трещины в земле достигают ширины в метр. Возникают оползни и обвалы со склонов. Каменные здания рушатся. Ж/д рельсы искривляются.
  11. Катастрофа. Появляются большие трещины в поверхностных слоях земли. Возникают многочисленные оползни и обвалы. Каменные дома и мосты почти полностью разрушаются.
  12. Сильная катастрофа. Огромные изменения в земной коре: многочисленные трещины, обвалы, оползни. Меняется рельеф: возникают водопады, запруды, течение рек отклоняется. Ни одно сооружение не выдерживает.

Модифицированная шкала Меркалли в Европе и США

12-балльная европейская макросейсмическая шкала, также известная как шкала интенсивности Меркалли, была разработана в начале XX века итальянским сейсмологом Джузеппе Меркалли. Шкала также основана на наблюдении за воздействием землетрясения на окружающую среду и созданные человеком сооружения, такие как здания, дороги и мосты.

В то же время, определения различных уровней интенсивности в MSK-64 и Европейской шкалы могут немного отличаться. Например, MSK-64 основывается на количестве повреждений зданий в конкретном районе, в то время как определение того же уровня интенсивности по Европейской макросейсмической шкале учитывает и степень подвижек грунта, и количество повреждений искусственных сооружений.

В США тоже используют модифицированную шкалу Меркалли (Modified Mercalli Intensity, MMI). Она также основана на комбинации инструментальных показаний и наблюдений за воздействием землетрясения на окружающую среду и искусственные сооружения и варьируется от 1 (не ощущается) до 12 баллов (полный ущерб), но была изменена, чтобы лучше отражать последствия землетрясений именно в Соединенных Штатах.

Фото:dezeen.com

Японская шкала сейсмической интенсивности

Японское метеорологическое агентство (JMA) использует для измерения интенсивности землетрясений собственную шкалу сейсмической интенсивности, также известную как шкала Синдо. Шкала Синдо варьируется от 0 до 7 баллов и учитывает как показания приборов, так и наблюдения за воздействием землетрясения на искусственные сооружения и окружающую среду.

Шкала Синдо была названа в честь японского сейсмолога Кийо Синдо, который разработал шкалу в 1950-х годах. Шкала была разработана для отражения интенсивности землетрясений в Японии, где последствия землетрясений для сооружений могут значительно отличаться из-за уникальной географии страны и стиля строительства.

Как связаны магнитуда и разрушения на поверхности

Хотя магнитуда землетрясения и объем разрушений на поверхности земли коррелируют, будет неверно связывать их напрямую. Важно учитывать глубину очага землетрясения и другие параметры. Например, землетрясение, очаг которого находится на большой глубине, может очень слабо ощущаться на поверхности. Но землетрясение той же магнитуды с неглубоким очагом, может нести разрушительные последствия.

Как предсказать землетрясение

В настоящее время ученые не в состоянии точно предсказывать землетрясения. Существуют методы обнаружения изменения сейсмической активности и деформаций в земной коре, которые могут указывать на повышенную вероятность землетрясения, но на основе этих методов нельзя сказать его точное время или место.

Основное внимание в настоящее время во всем мире уделяется совершенствованию систем раннего предупреждения, а также подготовке и повышению осведомленности населения. Системы раннего предупреждения используют сети сейсмического мониторинга для обнаружения начала землетрясения и быстрой выдачи предупреждений тем, кто находится в пострадавшем районе, позволяя им принять защитные меры до начала сильного сотрясения.

В качестве инструмента для прогнозирования землетрясений и систем раннего предупреждения сейчас активно рассматривают (но пока широко не используют) нейросети. Алгоритмы искусственного интеллекта, такие как машинное и глубокое обучение, можно обучить на исторических сейсмических данных для выявления закономерностей и составления прогнозов о будущих землетрясениях. Эти алгоритмы также можно использовать для анализа сейсмических данных в реальном времени. Однако точность прогнозирования землетрясений на основе ИИ все еще ограничена. Множество факторов усложняют прогнозирование землетрясений, включая ограниченный набор данных, доступных для обучения, нелинейный и хаотический характер землетрясений и влияние человеческой деятельности на измерения.

Фото:Unsplash

Кто исследует землетрясения

Существует множество компаний и организаций, которые занимаются исследованиями землетрясений — как частные, так и государственные.

  • Геологическая служба США (USGS) — научное агентство правительства США, которое предоставляет информацию о землетрясениях и других стихийных бедствиях. Геологическая служба США управляет Передовой национальной сейсмической системой (ANSS), национальной сетью сейсмических приборов, которые отслеживают землетрясения в США.
  • Обсерватория Земли Ламонт-Доэрти — исследовательское подразделение Колумбийского университета, специализирующееся на науках о земле и окружающей среде, включая исследования землетрясений.
  • Калифорнийский технологический институт (Калтех) — ведущий исследовательский университет, где находится сейсмологическая лаборатория, которая проводит исследования землетрясений и оценку сейсмической опасности.
  • Японское метеорологическое агентство (JMA) — национальное метеорологическое агентство Японии, отвечает за мониторинг землетрясений и их исследования в Японии.
  • Научно-геологические компании, такие как Schlumberger, Halliburton и CGG — используют методы сейсмической съемки для изучения подповерхностной структуры Земли.
  • Инженерные и консалтинговые компании, такие как Arup, MWH Global и GHD — специализируются на оценке сейсмической опасности и снижении рисков, а также на сейсмостойком проектировании и модернизации зданий.
  • Технологические компании, такие как Early Warning Labs, ShakeAlert и MyShake — разрабатывают и внедряют системы раннего предупреждения землетрясений, используя сочетание сенсорных сетей, машинного обучения и других передовых технологий.

В России работают несколько организаций, которые занимаются исследованиями и мониторингом землетрясений.

  • Институт физики Земли — ведущий российский научно-исследовательский институт, специализирующийся на геофизике, в том числе на изучении землетрясений.
  • Федеральная служба по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (Росгидромет) — государственное учреждение, ответственное за мониторинг и прогнозирование опасных природных явлений, включая землетрясения.
  • Институт динамики геосфер — научно-исследовательский институт РАН, который специализируется на геодинамике, сейсмологии и изучении землетрясений.
  • Дальневосточное отделение РАН — филиал Российской академии наук, который проводит исследования в различных областях, включая сейсмологию и изучение землетрясений в Дальневосточном регионе.

Где чаще случаются землетрясения

В мире есть несколько районов, которые подвержены землетрясениям больше других.

  • Тихоокеанское «огненное кольцо», представляющее собой подковообразное кольцо действующих вулканов и границ тектонических плит, окружающих Тихий океан.
  • Разлом Сан-Андреас в Калифорнии, США, который является одной из самых известных зон землетрясений в мире.
  • Альпийско-Гималайский (Средиземноморский) пояс, который простирается от Средиземноморского региона через Центральную Азию и в Гималаи.

Эти районы подвергаются более высокому риску землетрясений из-за наличия активных линий разломов и границ плит. Однако землетрясения могут произойти в любой точке мира, даже в районах, традиционно не считающихся подверженными высокому риску.

В 2023 году в Турции случилось крупнейшее с 1939 года землетрясение. Страна расположена на границе Африканской и Евразийской плит, которые сталкиваются и вызывают значительную тектоническую активность в регионе. Это приводит к высокой частоте землетрясений, в том числе средней и большой магнитуды. Западные и восточные регионы Турции особенно подвержены риску, а такие города, как Стамбул, Измир и Бурса, уязвимы к последствиям землетрясений. В связи с этим Турция предпринимает шаги по смягчению последствий землетрясений с помощью введения особых строительных норм, сейсмической модернизации зданий и планирования готовности к стихийным бедствиям.

Вероятность землетрясения в России зависит от конкретного региона. Некоторые части России, такие как полуостров Камчатка и острова Сахалин, расположены в сейсмически активных районах и подвержены более высокому риску землетрясений. Другие части России, такие как Северо-Европейская равнина, расположены в регионах с более низкой сейсмической активностью и подвержены меньшему риску.

Общая сейсмическая опасность в России считается от умеренной до высокой. В прошлом страна пережила несколько значительных землетрясений, включая Камчатское землетрясение 1952 года магнитудой 9,0 и Сахалинское землетрясение в Нефтегорске 1995 года магнитудой 7,5.

Источник

25.08.2016 15:15

Примерное время чтения: 6 минут

43693

Cейсмограф.

Cейсмограф. Фото: Shutterstock.com

Существуют две величины, характеризующие силу землетрясения, — магнитуда и интенсивность. Интенсивность землетрясения — это величина внешних проявлений подземных толчков, которая измеряется баллами и показывает ущерб, нанесённый данной местности. В разных странах используются различные «шкалы интенсивности», в России это 12-балльная шкала Медведева – Шпонхойера – Карника, в США — шкала Меркалли. В странах Европейского союза с 1996 года применяется более современная Европейская макросейсмическая шкала (EMS).

Сейсмическая шкала в России

1 балл — колебания ощущаются исключительно приборами. Человек колебаний не ощущает.

2 балла — колебания могут почувствовать только люди, что находятся в спокойном, неподвижном состоянии.

3 балла — колебания ощущаются только внутри некоторых зданий.

4 балла — колебания чувствует большинство людей. В зданиях могут дребезжать стёкла, посуда.

5 баллов — колебания могут разбудить спящего человека. В помещениях нетрудно заметить раскачивание висячих предметов (например, ламп или люстр), колебания мебели. Появляются трещины в штукатурке. На улице качаются тонкие ветки деревьев.

6 баллов — ощущаются колебания всеми людьми, со стен падают картины, отдельные куски штукатурки отваливаются.

7 баллов — неизбежны трещины в штукатурке и в стенах кирпичных зданий. В некоторых зданиях возникает угроза частичных обрушений.

8 баллов — существенные конструктивные повреждения зданий: крупные трещины в стенах, обрушение балконов, карнизов и дымовых труб. Появляются трещины на крутых склонах и на почве.

9 баллов — в некоторых зданиях возникают обвалы, обрушение перекрытий и стен.

10 баллов — большинство зданий находятся под угрозой обрушения. На поверхности земли возникают трещины шириной до 1 метра.

11 баллов — полномасштабное обрушение всех построек и конструкций, крупные обвалы в горах, большое количество крупных трещин на поверхности земли. Наблюдается разрушение мостов.

12 баллов — изменение рельефа местности вплоть до неузнаваемости. Катастрофические последствия землетрясений — обвалы, оползни, изменение рельефа. 

Сейсмическая шкала в Европе

1 балл — колебания не отмечаются, ощущаются исключительно приборами.

2 балла — колебания могут почувствовать только люди и животные на верхних этажах зданий в состоянии покоя.

3 балла — колебания в виде раскачиваний и лёгкого дрожания чувствуют некоторые люди, находящиеся дома.

4 балла — лёгкое дребезжание посуды и стёкол внутри зданий.

5 баллов — лёгкие колебания по всей поверхности внутри зданий. Подвешенные предметы качаются от сильных вибраций. Объекты с высоко расположенным центром тяжести падают. Двери и окна раскрываются и закрываются.

6 баллов — падают небольшие предметы, тонкие трещины в штукатурке.

7 баллов — большинство предметов падает с полок, многие здания умеренно повреждены, неизбежны трещины в штукатурке, часть дымовых труб обрушивается.

8 баллов — перевёрнутая мебель, большинству зданий нанесён значительный ущерб. Большие трещины в стенах. Некоторые здания могут быть полностью разрушены.

9 баллов — памятники и колонны падают. Некоторые здания обрушены полностью.

10 баллов — большинство зданий полностью разрушены.

11 баллов — практически все здания полностью разрушены.

12 баллов — практически все здания наземные и подземные сильно повреждены или разрушены.

Сейсмическая шкала в США

1 балл — колебания не ощущаются людьми.

2 балла — колебания ощущают люди в спокойной обстановке на верхних этажах зданий.

3 балла — колебания чувствуют некоторые люди, находящиеся дома, в помещениях качаются висящие предметы.

4 балла — звенят оконные стёкла, посуда, скрипят двери.

5 баллов — колебания ощущаются на улице, выплёскивается жидкость из посуды.

6 баллов — трескается штукатурка и кирпичная кладка, сдвигается и переворачивается мебель, лопаются оконные стёкла.

7 баллов — трудно стоять на ногах, осыпается штукатурка, падают кирпичи, керамическая плитка, на поверхности водоёмов появляются волны.

8 баллов — падает штукатурка, рушатся некоторые кирпичные стены, дымовые трубы, башни, памятники, обламываются ветки деревьев, в грунте образовываются трещины.

9 баллов — лопаются каркасы строений и подземные трубы, образуются серьёзные трещины в грунте и песчаные воронки.

10 баллов — рушится кирпичная кладка и мосты, возникают мощные оползни.

11 баллов — деформация железнодорожных путей, выходят из строя подземные трубопроводы.

12 баллов — полное разрушение зданий, нарушение линии горизонта, взлетают в воздух отдельные предметы.

Как измеряется магнитуда землетрясений?

Магнитуда — условная величина, характеризующая общую энергию колебаний, вызванных землетрясением. Она определяется по шкале, основанной на записях сейсмографов. Эта шкала известна под названием шкалы Рихтера (по имени американского сейсмолога Ч. Ф. Рихтера, предложившего её в 1935 году). С увеличением магнитуды на единицу энергия возрастает в 100 раз, т. е. при толчке с магнитудой 6 высвобождается в 100 раз больше энергии, чем при магнитуде 5, и в 10 000 больше, чем при магнитуде 4.

Шкала Рихтера содержит условные единицы (от 1 до 9,5):

Магнитуда

Характеристики

1–2

Наиболее слабое землетрясение, которое может быть зарегистрировано с помощью приборов.

2,5–3,5

Колебания ощущаются людьми в районе эпицентра.

4,0–4,5

Вблизи эпицентра могут наблюдаться небольшие повреждения.

5,0–6,0

Наблюдаются умеренные разрушения.

8,0–9,0

Сильные разрушения, разлом в сотни километров.

На Земле не происходило землетрясений с магнитудой выше 9.

Крупнейшими известными землетрясениями, согласно методу оценки Рихтера, были колумбийское землетрясение 1906 г. и ассамское землетрясение 1950 г. с магнитудой 8,6.

Источник

Seismic magnitude scales are used to describe the overall strength or “size” of an earthquake. These are distinguished from seismic intensity scales that categorize the intensity or severity of ground shaking (quaking) caused by an earthquake at a given location. Magnitudes are usually determined from measurements of an earthquake’s seismic waves as recorded on a seismogram. Magnitude scales vary on what aspect of the seismic waves are measured and how they are measured. Different magnitude scales are necessary because of differences in earthquakes, the information available, and the purposes for which the magnitudes are used.

Earthquake magnitude and ground-shaking intensity [edit]

Isoseismal map for the 1968 Illinois earthquake. The irregular distribution of shaking arises from variations of geology and/or ground conditions.

The Earth’s crust is stressed by tectonic forces. When this stress becomes great enough to rupture the crust, or to overcome the friction that prevents one block of crust from slipping past another, energy is released, some of it in the form of various kinds of seismic waves that cause ground-shaking, or quaking.

Magnitude is an estimate of the relative “size” or strength of an earthquake, and thus its potential for causing ground-shaking. It is “approximately related to the released seismic energy.”[1]

Intensity refers to the strength or force of shaking at a given location, and can be related to the peak ground velocity. With an isoseismal map of the observed intensities (see illustration) an earthquake’s magnitude can be estimated from both the maximum intensity observed (usually but not always near the epicenter), and from the extent of the area where the earthquake was felt.[2]

The intensity of local ground-shaking depends on several factors besides the magnitude of the earthquake,[3] one of the most important being soil conditions. For instance, thick layers of soft soil (such as fill) can amplify seismic waves, often at a considerable distance from the source, while sedimentary basins will often resonate, increasing the duration of shaking. This is why, in the 1989 Loma Prieta earthquake, the Marina district of San Francisco was one of the most damaged areas, though it was nearly 100 km from the epicenter.[4] Geological structures were also significant, such as where seismic waves passing under the south end of San Francisco Bay reflected off the base of the Earth’s crust towards San Francisco and Oakland. A similar effect channeled seismic waves between the other major faults in the area.[5]

Magnitude scales[edit]

Typical seismogram. The compressive P-waves (following the red lines) – essentially sound passing through rock – are the fastest seismic waves, and arrive first, typically in about 10 seconds for an earthquake around 50 km away. The sideways-shaking S-waves (following the green lines) arrive some seconds later, traveling a little over half the speed of the P-waves; the delay is a direct indication of the distance to the quake. S-waves may take an hour to reach a point 1000 km away. Both of these are body-waves, that pass directly through the earth’s crust. Following the S-waves are various kinds of surface-waves – Love waves and Rayleigh waves – that travel only at the earth’s surface. Surface waves are smaller for deep earthquakes, which have less interaction with the surface. For shallow earthquakes – less than roughly 60 km deep – the surface waves are stronger, and may last several minutes; these carry most of the energy of the quake, and cause the most severe damage.

An earthquake radiates energy in the form of different kinds of seismic waves, whose characteristics reflect the nature of both the rupture and the earth’s crust the waves travel through.[6] Determination of an earthquake’s magnitude generally involves identifying specific kinds of these waves on a seismogram, and then measuring one or more characteristics of a wave, such as its timing, orientation, amplitude, frequency, or duration.[7] Additional adjustments are made for distance, kind of crust, and the characteristics of the seismograph that recorded the seismogram.

The various magnitude scales represent different ways of deriving magnitude from such information as is available. All magnitude scales retain the logarithmic scale as devised by Charles Richter, and are adjusted so the mid-range approximately correlates with the original “Richter” scale.[8]

Most magnitude scales are based on measurements of only part of an earthquake’s seismic wave-train, and therefore are incomplete. This results in systematic underestimation of magnitude in certain cases, a condition called saturation.[9]

Since 2005 the International Association of Seismology and Physics of the Earth’s Interior (IASPEI) has standardized the measurement procedures and equations for the principal magnitude scales, ML , Ms , mb , mB  and mbLg .[10]

“Richter” magnitude scale[edit]

The first scale for measuring earthquake magnitudes, developed in 1935 by Charles F. Richter and popularly known as the “Richter” scale, is actually the Local magnitude scale, label ML or ML.[11] Richter established two features now common to all magnitude scales.

  1. First, the scale is logarithmic, so that each unit represents a ten-fold increase in the amplitude of the seismic waves.[12] As the energy of a wave is proportional to A1.5, where A denotes the amplitude, each unit of magnitude represents a 101.5≈32-fold increase in the seismic energy (strength) of an earthquake.[13]
  2. Second, Richter arbitrarily defined the zero point of the scale to be where an earthquake at a distance of 100 km makes a maximum horizontal displacement of 0.001 millimeters (1 µm, or 0.00004 in.) on a seismogram recorded with a Wood-Anderson torsion seismograph [pt].[14] Subsequent magnitude scales are calibrated to be approximately in accord with the original “Richter” (local) scale around magnitude 6.[15]

All “Local” (ML) magnitudes are based on the maximum amplitude of the ground shaking, without distinguishing the different seismic waves. They underestimate the strength:

  • of distant earthquakes (over ~600 km) because of attenuation of the S-waves,
  • of deep earthquakes because the surface waves are smaller, and
  • of strong earthquakes (over M ~7) because they do not take into account the duration of shaking.

The original “Richter” scale, developed in the geological context of Southern California and Nevada, was later found to be inaccurate for earthquakes in the central and eastern parts of the continent (everywhere east of the Rocky Mountains) because of differences in the continental crust.[16] All these problems prompted the development of other scales.

Most seismological authorities, such as the United States Geological Survey, report earthquake magnitudes above 4.0 as moment magnitude (below), which the press describes as “Richter magnitude”.[17]

Other “local” magnitude scales[edit]

Richter’s original “local” scale has been adapted for other localities. These may be labelled “ML”, or with a lowercase “l“, either Ml, or Ml.[18] (Not to be confused with the Russian surface-wave MLH scale.[19])
Whether the values are comparable depends on whether the local conditions have been adequately determined and the formula suitably adjusted.[20]

Japan Meteorological Agency magnitude scale[edit]

In Japan, for shallow (depth < 60 km) earthquakes within 600 km, the Japanese Meteorological Agency calculates[21] a magnitude labeled MJMA, MJMA, or MJ. (These should not be confused with moment magnitudes JMA calculates, which are labeled Mw(JMA) or M(JMA), nor with the Shindo intensity scale.) JMA magnitudes are based (as typical with local scales) on the maximum amplitude of the ground motion; they agree “rather well”[22] with the seismic moment magnitude Mw  in the range of 4.5 to 7.5,[23] but underestimate larger magnitudes.

Body-wave magnitude scales[edit]

Body-waves consist of P-waves that are the first to arrive (see seismogram), or S-waves, or reflections of either. Body-waves travel through rock directly.[24]

mB scale[edit]

The original “body-wave magnitude” – mB or mB (uppercase “B”) – was developed by Gutenberg 1945c and Gutenberg & Richter 1956[25] to overcome the distance and magnitude limitations of the ML  scale inherent in the use of surface waves. mB  is based on the P- and S-waves, measured over a longer period, and does not saturate until around M 8. However, it is not sensitive to events smaller than about M 5.5.[26] Use of mB  as originally defined has been largely abandoned,[27] now replaced by the standardized mBBB  scale.[28]

mb scale[edit]

The mb or mb scale (lowercase “m” and “b”) is similar to mB , but uses only P-waves measured in the first few seconds on a specific model of short-period seismograph.[29] It was introduced in the 1960s with the establishment of the World-Wide Standardized Seismograph Network (WWSSN); the short period improves detection of smaller events, and better discriminates between tectonic earthquakes and underground nuclear explosions.[30]

Measurement of mb  has changed several times.[31] As originally defined by Gutenberg (1945c) mb was based on the maximum amplitude of waves in the first 10 seconds or more. However, the length of the period influences the magnitude obtained. Early USGS/NEIC practice was to measure mb  on the first second (just the first few P-waves[32]), but since 1978 they measure the first twenty seconds.[33] The modern practice is to measure short-period mb  scale at less than three seconds, while the broadband mBBB  scale is measured at periods of up to 30 seconds.[34]

mbLg scale [edit]

Differences in the crust underlying North America east of the Rocky Mountains makes that area more sensitive to earthquakes. Shown here: the 1895 New Madrid earthquake, M ~6, was felt through most of the central U.S., while the 1994 Northridge quake, though almost ten times stronger at M 6.7, was felt only in southern California. From USGS Fact Sheet 017–03.

The regional mbLg scale – also denoted mb_Lg, mbLg, MLg (USGS), Mn, and mN – was developed by Nuttli (1973) for a problem the original ML scale could not handle: all of North America east of the Rocky Mountains. The ML scale was developed in southern California, which lies on blocks of oceanic crust, typically basalt or sedimentary rock, which have been accreted to the continent. East of the Rockies the continent is a craton, a thick and largely stable mass of continental crust that is largely granite, a harder rock with different seismic characteristics. In this area the ML scale gives anomalous results for earthquakes which by other measures seemed equivalent to quakes in California.

Nuttli resolved this by measuring the amplitude of short-period (~1 sec.) Lg waves,[35] a complex form of the Love wave which, although a surface wave, he found provided a result more closely related to the mb  scale than the Ms  scale.[36] Lg waves attenuate quickly along any oceanic path, but propagate well through the granitic continental crust, and MbLg is often used in areas of stable continental crust; it is especially useful for detecting underground nuclear explosions.[37]

Surface-wave magnitude scales[edit]

Surface waves propagate along the Earth’s surface, and are principally either Rayleigh waves or Love waves.[38] For shallow earthquakes the surface waves carry most of the energy of the earthquake, and are the most destructive. Deeper earthquakes, having less interaction with the surface, produce weaker surface waves.

The surface-wave magnitude scale, variously denoted as Ms, MS, and Ms, is based on a procedure developed by Beno Gutenberg in 1942[39] for measuring shallow earthquakes stronger or more distant than Richter’s original scale could handle. Notably, it measured the amplitude of surface waves (which generally produce the largest amplitudes) for a period of “about 20 seconds”.[40] The Ms  scale approximately agrees with ML  at ~6, then diverges by as much as half a magnitude.[41] A revision by Nuttli (1983), sometimes labeled MSn,[42] measures only waves of the first second.

A modification – the “Moscow-Prague formula” – was proposed in 1962, and recommended by the IASPEI in 1967; this is the basis of the standardized Ms20 scale (Ms_20, Ms(20)).[43] A “broad-band” variant (Ms_BB, Ms(BB)) measures the largest velocity amplitude in the Rayleigh-wave train for periods up to 60 seconds.[44] The MS7 scale used in China is a variant of Ms calibrated for use with the Chinese-made “type 763” long-period seismograph.[45]

The MLH scale used in some parts of Russia is actually a surface-wave magnitude.[46]

Moment magnitude and energy magnitude scales[edit]

Other magnitude scales are based on aspects of seismic waves that only indirectly and incompletely reflect the force of an earthquake, involve other factors, and are generally limited in some respect of magnitude, focal depth, or distance. The moment magnitude scale – Mw or Mw – developed by Kanamori (1977), is based on an earthquake’s seismic moment, M0, a measure of how much work an earthquake does in sliding one patch of rock past another patch of rock.[47] Seismic moment is measured in Newton-meters (Nm or N·m) in the SI system of measurement, or dyne-centimeters (dyn-cm; 1 dyn-cm = 10−7 Nm) in the older CGS system. In the simplest case the moment can be calculated knowing only the amount of slip, the area of the surface ruptured or slipped, and a factor for the resistance or friction encountered. These factors can be estimated for an existing fault to determine the magnitude of past earthquakes, or what might be anticipated for the future.[48]

An earthquake’s seismic moment can be estimated in various ways, which are the bases of the Mwb, Mwr, Mwc, Mww, Mwp, Mi, and Mwpd scales, all subtypes of the generic Mw scale. See Moment magnitude scale § Subtypes for details.

Seismic moment is considered the most objective measure of an earthquake’s “size” in regard of total energy.[49] However, it is based on a simple model of rupture, and on certain simplifying assumptions; it does not account for the fact that the proportion of energy radiated as seismic waves varies among earthquakes.[50]

Much of an earthquake’s total energy as measured by Mw  is dissipated as friction (resulting in heating of the crust).[51] An earthquake’s potential to cause strong ground shaking depends on the comparatively small fraction of energy radiated as seismic waves, and is better measured on the energy magnitude scale, Me.[52] The proportion of total energy radiated as seismic waves varies greatly depending on focal mechanism and tectonic environment;[53] Me  and Mw  for very similar earthquakes can differ by as much as 1.4 units.[54]

Despite the usefulness of the Me  scale, it is not generally used due to difficulties in estimating the radiated seismic energy.[55]

Two earthquakes differing greatly in the damage done

In 1997 there were two large earthquakes off the coast of Chile. The magnitude of the first, in July, was estimated at Mw 6.9, but was barely felt, and only in three places. In October a Mw 7.1 quake in nearly the same location, but twice as deep and on a different kind of fault, was felt over a broad area, injured over 300 people, and destroyed or seriously damaged over 10,000 houses. As can be seen in the table below, this disparity of damage done is not reflected in either the moment magnitude (Mw ) nor the surface-wave magnitude (Ms ). Only when the magnitude is measured on the basis of the body-wave (mb ) or the seismic energy (Me ) is there a difference comparable to the difference in damage.

Date ISC # Lat. Long. Depth Damage Ms  Mw  mb  Me  Type of fault
06 July 1997 1035633 −30.06 −71.87 23 km Barely felt 6.5 6.9 5.8 6.1 interplate-thrust
15 Oct. 1997 1047434 −30.93 −71.22 58 km Extensive 6.8 7.1 6.8 7.5 intraslab-normal
Difference: 0.3 0.2 1.0 1.4

Rearranged and adapted from Table 1 in Choy, Boatwright & Kirby 2001, p. 13. Seen also in IS 3.6 2012, p. 7.

Energy class (K-class) scale[edit]

K (from the Russian word класс, “class”, in the sense of a category[56]) is a measure of earthquake magnitude in the energy class or K-class system, developed in 1955 by Soviet seismologists in the remote Garm (Tadjikistan) region of Central Asia; in revised form it is still used for local and regional quakes in many states formerly aligned with the Soviet Union (including Cuba). Based on seismic energy (K = log ES, in Joules), difficulty in implementing it using the technology of the time led to revisions in 1958 and 1960. Adaptation to local conditions has led to various regional K scales, such as KF and KS.[57]

K values are logarithmic, similar to Richter-style magnitudes, but have a different scaling and zero point. K values in the range of 12 to 15 correspond approximately to M 4.5 to 6.[58] M(K), M(K), or possibly MK indicates a magnitude M calculated from an energy class K.[59]

Tsunami magnitude scales[edit]

Earthquakes that generate tsunamis generally rupture relatively slowly, delivering more energy at longer periods (lower frequencies) than generally used for measuring magnitudes. Any skew in the spectral distribution can result in larger, or smaller, tsunamis than expected for a nominal magnitude.[60] The tsunami magnitude scale, Mt, is based on a correlation by Katsuyuki Abe of earthquake seismic moment (M0 ) with the amplitude of tsunami waves as measured by tidal gauges.[61] Originally intended for estimating the magnitude of historic earthquakes where seismic data is lacking but tidal data exist, the correlation can be reversed to predict tidal height from earthquake magnitude.[62] (Not to be confused with the height of a tidal wave, or run-up, which is an intensity effect controlled by local topography.) Under low-noise conditions, tsunami waves as little as 5 cm can be predicted, corresponding to an earthquake of M ~6.5.[63]

Another scale of particular importance for tsunami warnings is the mantle magnitude scale, Mm.[64] This is based on Rayleigh waves that penetrate into the Earth’s mantle, and can be determined quickly, and without complete knowledge of other parameters such as the earthquake’s depth.

Duration and Coda magnitude scales[edit]

Md designates various scales that estimate magnitude from the duration or length of some part of the seismic wave-train. This is especially useful for measuring local or regional earthquakes, both powerful earthquakes that might drive the seismometer off-scale (a problem with the analog instruments formerly used) and preventing measurement of the maximum wave amplitude, and weak earthquakes, whose maximum amplitude is not accurately measured. Even for distant earthquakes, measuring the duration of the shaking (as well as the amplitude) provides a better measure of the earthquake’s total energy. Measurement of duration is incorporated in some modern scales, such as Mwpd  and mBc .[65]

Mc scales usually measure the duration or amplitude of a part of the seismic wave, the coda.[66] For short distances (less than ~100 km) these can provide a quick estimate of magnitude before the quake’s exact location is known.[67]

Macroseismic magnitude scales[edit]

Magnitude scales generally are based on instrumental measurement of some aspect of the seismic wave as recorded on a seismogram. Where such records do not exist, magnitudes can be estimated from reports of the macroseismic events such as described by intensity scales.[68]

One approach for doing this (developed by Beno Gutenberg and Charles Richter in 1942[69]) relates the maximum intensity observed (presumably this is over the epicenter), denoted I0 (capital I with a subscripted zero), to the magnitude. It has been recommended that magnitudes calculated on this basis be labeled Mw(I0),[70] but are sometimes labeled with a more generic Mms.

Another approach is to make an isoseismal map showing the area over which a given level of intensity was felt. The size of the “felt area” can also be related to the magnitude (based on the work of Frankel 1994 and Johnston 1996). While the recommended label for magnitudes derived in this way is M0(An),[71] the more commonly seen label is Mfa. A variant, MLa, adapted to California and Hawaii, derives the Local magnitude (ML) from the size of the area affected by a given intensity.[72] MI (upper-case letter “I“, distinguished from the lower-case letter in Mi) has been used for moment magnitudes estimated from isoseismal intensities calculated per Johnston 1996.[73]

Peak ground velocity (PGV) and Peak ground acceleration (PGA) are measures of the force that causes destructive ground shaking.[74] In Japan, a network of strong-motion accelerometers provides PGA data that permits site-specific correlation with different magnitude earthquakes. This correlation can be inverted to estimate the ground shaking at that site due to an earthquake of a given magnitude at a given distance. From this a map showing areas of likely damage can be prepared within minutes of an actual earthquake.[75]

Other magnitude scales[edit]

Many earthquake magnitude scales have been developed or proposed, with some never gaining broad acceptance and remaining only as obscure references in historical catalogs of earthquakes. Other scales have been used without a definite name, often referred to as “the method of Smith (1965)” (or similar language), with the authors often revising their method. On top of this, seismological networks vary on how they measure seismograms. Where the details of how a magnitude has been determined are unknown, catalogs will specify the scale as unknown (variously Unk, Ukn, or UK). In such cases, the magnitude is considered generic and approximate.

An Mh (“magnitude determined by hand”) label has been used where the magnitude is too small or the data too poor (typically from analog equipment) to determine a Local magnitude, or multiple shocks or cultural noise complicates the records. The Southern California Seismic Network uses this “magnitude” where the data fail the quality criteria.[76]

A special case is the Seismicity of the Earth catalog of Gutenberg & Richter (1954). Hailed as a milestone as a comprehensive global catalog of earthquakes with uniformly calculated magnitudes,[77] they never published the full details of how they determined those magnitudes.[78] Consequently, while some catalogs identify these magnitudes as MGR, others use UK (meaning “computational method unknown”).[79] Subsequent study found many of the Ms  values to be “considerably overestimated.”[80] Further study has found that most of the MGR  magnitudes “are basically Ms  for large shocks shallower than 40 km, but are basically mB  for large shocks at depths of 40–60 km.”[81] Gutenberg and Richter also used an italic, non-bold “M without subscript”[82] – also used as a generic magnitude, and not to be confused with the bold, non-italic M used for moment magnitude – and a “unified magnitude” m (bolding added).[83] While these terms (with various adjustments) were used in scientific articles into the 1970s,[84] they are now only of historical interest. An ordinary (non-italic, non-bold) capital “M” without subscript is often used to refer to magnitude generically, where an exact value or the specific scale used is not important.

See also[edit]

  • Magnitude of completeness

Citations[edit]

  1. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 37. The relationship between magnitude and the energy released is complicated. See §3.1.2.5 and §3.3.3 for details.
  2. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.1.2.1.
  3. ^ Bolt 1993, p. 164 et seq..
  4. ^ Bolt 1993, pp. 170–171.
  5. ^ Bolt 1993, p. 170.
  6. ^ See Bolt 1993, Chapters 2 and 3, for a very readable explanation of these waves and their interpretation. J. R. Kayal’s excellent description of seismic waves can be found here.
  7. ^ See Havskov & Ottemöller 2009, §1.4, pp. 20–21, for a short explanation, or MNSOP-2 EX 3.1 2012 for a technical description.
  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. Subsequently redefined by Hutton & Boore 1987 as 10 mm of motion by an ML 3 quake at 17 km.
  15. ^ Chung & Bernreuter 1980, p. 1; Kanamori 1983, p. 187, figure 2.
  16. ^ Chung & Bernreuter 1980, p. ix.
  17. ^ The “USGS Earthquake Magnitude Policy” for reporting earthquake magnitudes to the public as formulated by the USGS Earthquake Magnitude Working Group was implemented January 18, 2002, and posted at https://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php. It has since been removed; a copy is archived at the Wayback Machine, and the essential part can be found here.
  18. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4, p. 59.
  19. ^ Rautian & Leith 2002, pp. 158, 162.
  20. ^ See Datasheet 3.1 in NMSOP-2 Archived 2019-08-04 at the Wayback Machine for a partial compilation and references.
  21. ^ Katsumata 1996; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.7, p. 78; Doi 2010.
  22. ^ Bormann & Saul 2009, p. 2478.
  23. ^ See also figure 3.70 in NMSOP-2.
  24. ^ Havskov & Ottemöller 2009, p. 17.
  25. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 37; Havskov & Ottemöller 2009, §6.5. See also 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) examines this at length.
  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. The “g” subscript refers to the granitic layer through which Lg waves propagate.Chen & Pomeroy 1980, p. 4. See also J. R. Kayal, “Seismic Waves and Earthquake Location”, here, page 5.
  36. ^ Nuttli 1973, p. 881.
  37. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.4.
  38. ^ Havskov & Ottemöller 2009, pp. 17–19. See especially figure 1-10.
  39. ^ Gutenberg 1945a; based on work by 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. ^ The IASPEI standard formula for deriving moment magnitude from seismic moment is
    Mw  = (2/3) (log M0  – 9.1). Formula 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. ^ See Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.7.2 for an extended discussion.
  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. Additional regression formulas for various regions can be found in Rautian et al. 2007, Tables 1 and 2. See also 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. More precisely, Mt  is based on far-field tsunami wave amplitudes in order to avoid some complications that happen near the source. 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, Woessner & Haukson 2010, pp. 431, 433.
  77. ^ NMSOP-2 IS 3.2 2013, 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. ^ Defined as “a weighted mean between MB and MS.” Gutenberg & Richter 1956, p. 1.
  83. ^ “At Pasadena, a weighted mean is taken between mS as found directly from body waves, and mS, the corresponding value derived from MS ….” Gutenberg & Richter 1956, p. 2.
  84. ^ E.g., Kanamori 1977.

General and cited sources[edit]

  • Abe, K. (April 1979), “Size of great earthquakes of 1837–1874 inferred from tsunami data”, Journal of Geophysical Research, 84 (B4): 1561–1568, Bibcode:1979JGR….84.1561A, doi:10.1029/JB084iB04p01561.
  • Abe, K. (October 1981), “Magnitudes of large shallow earthquakes from 1904 to 1980”, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 27 (1): 72–92, Bibcode:1981PEPI…27…72A, doi:10.1016/0031-9201(81)90088-1.
  • Abe, K. (September 1989), “Quantification of tsunamigenic earthquakes by the Mt scale”, Tectonophysics, 166 (1–3): 27–34, Bibcode:1989Tectp.166…27A, doi:10.1016/0040-1951(89)90202-3.
  • Abe, K; Noguchi, S. (August 1983), “Revision of magnitudes of large shallow earthquakes, 1897-1912”, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 33 (1): 1–11, Bibcode:1983PEPI…33….1A, doi:10.1016/0031-9201(83)90002-X.
  • Anderson, J. G. (2003), “Chapter 57: Strong-Motion Seismology”, International Handbook of Earthquake & Engineering Seismology, Part B, pp. 937–966, ISBN 0-12-440658-0.
  • Bindi, D.; Parolai, S.; Oth, K.; Abdrakhmatov, A.; Muraliev, A.; Zschau, J. (October 2011), “Intensity prediction equations for Central Asia”, Geophysical Journal International, 187: 327–337, Bibcode:2011GeoJI.187..327B, doi:10.1111/j.1365-246X.2011.05142.x.
  • Blackford, M. E. (1984), “Use of the Abe magnitude scale by the Tsunami Warning System.” (PDF), Science of Tsunami Hazards, 2 (1): 27–30.
  • Bolt, B. A. (1993), Earthquakes and geological discovery, Scientific American Library, ISBN 0-7167-5040-6.
  • Bormann, P., ed. (2012), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), Potsdam: IASPEI/GFZ German Research Centre for Geosciences, doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2.
  • Bormann, P. (2012), “Data Sheet 3.1: Magnitude calibration formulas and tables, comments on their use and complementary data.” (PDF), in Bormann (ed.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2_DS_3.1.
  • Bormann, P. (2012), “Exercise 3.1: Magnitude determinations” (PDF), in Bormann (ed.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2_EX_3.
  • Bormann, P. (2013), “Information Sheet 3.2: Proposal for unique magnitude and amplitude nomenclature” (PDF), in Bormann (ed.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2_IS_3.3.
  • Bormann, P.; Dewey, J. W. (2014), “Information Sheet 3.3: The new IASPEI standards for determining magnitudes from digital data and their relation to classical magnitudes.” (PDF), in Bormann (ed.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2_IS_3.3.
  • Bormann, P.; Fugita, K.; MacKey, K. G.; Gusev, A. (July 2012), “Information Sheet 3.7: The Russian K-class system, its relationships to magnitudes and its potential for future development and application” (PDF), in Bormann (ed.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2_IS_3.7.
  • Bormann, P.; Liu, R.; Ren, X.; Gutdeutsch, R.; Kaiser, D.; Castellaro, S. (2007), “Chinese national network magnitudes, their relation to NEIC magnitudes, and recommendations for new IASPEI magnitude standards”, Bull. Seism. Soc. Am., vol. 97, pp. 114–127.
  • Bormann, P.; Saul, J. (2009), “Earthquake Magnitude” (PDF), Encyclopedia of Complexity and Applied Systems Science, vol. 3, pp. 2473–2496.
  • Bormann, P.; Wendt, S.; Di Giacomo, D. (2013), “Chapter 3: Seismic Sources and Source Parameters” (PDF), in Bormann (ed.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2_ch3.
  • Chen, T. C.; Pomeroy, P. W. (1980), Regional Seismic Wave Propagation[dead link].
  • Choy, G. L.; Boatwright, J. L. (2012), “Information Sheet 3.6: Radiated seismic energy and energy magnitude” (PDF), in Bormann (ed.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2_IS_3.6.
  • Choy, G. L.; Boatwright, J. L.; Kirby, S. (2001), “The Radiated Seismic Energy and Apparent Stress of Interplate and Intraslab Earthquakes at Subduction Zone Environments: Implications for Seismic Hazard Estimation” (PDF), U.S. Geological Survey, Open-File Report 01-0005.
  • Chung, D. H.; Bernreuter, D. L. (1980), Regional Relationships Among Earthquake Magnitude Scales., OSTI 5073993, NUREG/CR-1457.
  • Doi, K. (2010), “Operational Procedures of Contributing Agencies” (PDF), Bulletin of the International Seismological Centre, 47 (7–12): 25, ISSN 2309-236X. Also available here (sections renumbered).
  • Engdahl, E. R.; Villaseñor, A. (2002), “Chapter 41: Global Seismicity: 1900–1999”, in Lee, W.H.K.; Kanamori, H.; Jennings, P.C.; Kisslinger, C. (eds.), International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology (PDF), vol. Part A, Academic Press, pp. 665–690, ISBN 0-12-440652-1.
  • Frankel, A. (1994), “Implications of felt area-magnitude relations for earthquake scaling and the average frequency of perceptible ground motion”, Bulletin of the Seismological Society of America, 84 (2): 462–465.
  • Grünthal, G. (2011), “Earthquakes, Intensity”, in Gupta, H. (ed.), Encyclopedia of Solid Earth Geophysics, pp. 237–242, ISBN 978-90-481-8701-0.
  • Gutenberg, B. (January 1945a), “Amplitudes of surface Waves and magnitudes of shallow earthquakes” (PDF), Bulletin of the Seismological Society of America, 35 (1): 3–12.
  • Gutenberg, B. (1 April 1945c), “Magnitude determination for deep-focus earthquakes” (PDF), Bulletin of the Seismological Society of America, 35 (3): 117–130
  • Gutenberg, B.; Richter, C. F. (1936), “On seismic waves (third paper)”, Gerlands Beiträge zur Geophysik, 47: 73–131.
  • Gutenberg, B.; Richter, C. F. (1942), “Earthquake magnitude, intensity, energy, and acceleration”, Bulletin of the Seismological Society of America: 163–191, ISSN 0037-1106.
  • Gutenberg, B.; Richter, C. F. (1954), Seismicity of the Earth and Associated Phenomena (2nd ed.), Princeton University Press, 310p.
  • Gutenberg, B.; Richter, C. F. (1956), “Magnitude and energy of earthquakes” (PDF), Annali di Geofisica, 9: 1–15
  • Havskov, J.; Ottemöller, L. (October 2009), Processing Earthquake Data (PDF).
  • Hough, S.E. (2007), Richter’s scale: measure of an earthquake, measure of a man, Princeton University Press, ISBN 978-0-691-12807-8, retrieved 10 December 2011.
  • Hutton, L. K.; Boore, David M. (December 1987), “The ML scale in Southern California” (PDF), Nature, 271: 411–414, Bibcode:1978Natur.271..411K, doi:10.1038/271411a0.
  • Hutton, Kate; Woessner, Jochen; Haukson, Egill (April 2010), “Earthquake Monitoring in Southern California for Seventy-Seven Years (1932—2008)” (PDF), Bulletin of the Seismological Society of America, 100 (1): 423–446, doi:10.1785/0120090130
  • Johnston, A. (1996), “Seismic moment assessment of earthquakes in stable continental regions – II. Historical seismicity”, Geophysical Journal International, 125 (3): 639–678, Bibcode:1996GeoJI.125..639J, doi:10.1111/j.1365-246x.1996.tb06015.x.
  • Kanamori, H. (July 10, 1977), “The energy release in great earthquakes” (PDF), Journal of Geophysical Research, 82 (20): 2981–2987, Bibcode:1977JGR….82.2981K, doi:10.1029/JB082i020p02981.
  • Kanamori, H. (April 1983), “Magnitude Scale and Quantification of Earthquake” (PDF), Tectonophysics, 93 (3–4): 185–199, Bibcode:1983Tectp..93..185K, doi:10.1016/0040-1951(83)90273-1.
  • Katsumata, A. (June 1996), “Comparison of magnitudes estimated by the Japan Meteorological Agency with moment magnitudes for intermediate and deep earthquakes.”, Bulletin of the Seismological Society of America, 86 (3): 832–842.
  • Makris, N.; Black, C. J. (September 2004), “Evaluation of Peak Ground Velocity as a “Good” Intensity Measure for Near-Source Ground Motions”, Journal of Engineering Mechanics, 130 (9): 1032–1044, doi:10.1061/(asce)0733-9399(2004)130:9(1032).
  • Musson, R. M.; Cecić, I. (2012), “Chapter 12: Intensity and Intensity Scales” (PDF), in Bormann (ed.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2), doi:10.2312/GFZ.NMSOP-2_ch12.
  • Nuttli, O. W. (10 February 1973), “Seismic wave attenuation and magnitude relations for eastern North America”, Journal of Geophysical Research, 78 (5): 876–885, Bibcode:1973JGR….78..876N, doi:10.1029/JB078i005p00876.
  • Nuttli, O. W. (April 1983), “Average seismic source-parameter relations for mid-plate earthquakes”, Bulletin of the Seismological Society of America, 73 (2): 519–535.
  • Rautian, T. G.; Khalturin, V. I.; Fujita, K.; Mackey, K. G.; Kendall, A. D. (November–December 2007), “Origins and Methodology of the Russian Energy K-Class System and Its Relationship to Magnitude Scales” (PDF), Seismological Research Letters, 78 (6): 579–590, doi:10.1785/gssrl.78.6.579.
  • Rautian, T.; Leith, W. S. (September 2002), “Developing Composite Regional Catalogs of the Seismicity of the Former Soviet Union.” (PDF), 24th Seismic Research Review – Nuclear Explosion Monitoring: Innovation and Integration, Ponte Vedra Beach, Florida.
  • Richter, C. F. (January 1935), “An Instrumental Earthquake Magnitude Scale” (PDF), Bulletin of the Seismological Society of America, 25 (1): 1–32.
  • Spence, W.; Sipkin, S. A.; Choy, G. L. (1989), “Measuring the size of an Earthquake” (PDF), Earthquakes and Volcanoes, 21 (1): 58–63.
  • Stover, C. W.; Coffman, J. L. (1993), Seismicity of the United States, 1568–1989 (Revised) (PDF), U.S. Geological Survey Professional Paper 1527.

External links[edit]

  • Perspective: a graphical comparison of earthquake energy release – Pacific Tsunami Warning Center
  • USGS ShakeMap Providing near-real-time maps of ground motion and shaking intensity following significant earthquakes.
Источник

Добавить комментарий