Шкалы сейсмической магнитуды используются для описания общей силы или «размера» землетрясения . Они отличаются от шкал сейсмической интенсивности , которые классифицируют интенсивность или силу сотрясений земли (землетрясений), вызванных землетрясением в данном месте. Магнитуды обычно определяются на основе измерений сейсмических волн землетрясения , записанных на сейсмограмме . Шкалы магнитуд различаются в зависимости от того, какой аспект сейсмических волн измеряется и как они измеряются. Различные шкалы магнитуд необходимы из-за различий в землетрясениях, доступной информации и целях, для которых используются магнитуды.
Земная кора напряжена тектоническими силами. Когда это напряжение становится достаточно большим, чтобы разорвать земную кору или преодолеть трение, которое предотвращает соскальзывание одного блока земной коры мимо другого, высвобождается энергия, часть ее в виде различного рода сейсмических волн, вызывающих сотрясение земли или тряска.
Магнитуда — это оценка относительного «размера» или силы землетрясения и , следовательно, его потенциала вызвать сотрясение земли. Это «приблизительно связано с выделившейся сейсмической энергией». [1]
Интенсивность относится к силе или силе сотрясений в данном месте и может быть связана с пиковой скоростью грунта. С помощью изосейстической карты наблюдаемых интенсивностей (см. иллюстрацию) магнитуду землетрясения можно оценить как по максимальной наблюдаемой интенсивности (обычно, но не всегда вблизи эпицентра ) , так и по площади области, где ощущалось землетрясение. [2]
Интенсивность местных сотрясений земли зависит от нескольких факторов, помимо силы землетрясения, [3] одним из наиболее важных из которых являются состояние почвы. Например, толстые слои мягкой почвы (например, насыпи) могут усиливать сейсмические волны, часто на значительном расстоянии от источника, в то время как осадочные бассейны часто резонируют, увеличивая продолжительность сотрясений. Именно поэтому во время землетрясения в Лома-Приете в 1989 году район Марина в Сан-Франциско оказался одним из наиболее пострадавших районов, хотя и находился почти в 100 км от эпицентра. [4] Геологические структуры также имели большое значение, например, где сейсмические волны, проходящие под южной оконечностью залива Сан-Франциско, отражались от основания земной коры в сторону Сан-Франциско и Окленда. Подобный эффект направил сейсмические волны между другими крупными разломами в этом районе. [5]
Землетрясение излучает энергию в виде различных видов сейсмических волн , характеристики которых отражают природу как разрыва, так и земной коры, через которую проходят волны. [6] Определение магнитуды землетрясения обычно включает идентификацию конкретных видов этих волн на сейсмограмме , а затем измерение одной или нескольких характеристик волны, таких как ее время, ориентация, амплитуда, частота или продолжительность. [7] Дополнительные поправки внесены с учетом расстояния, вида коры и характеристик сейсмографа , записавшего сейсмограмму.
Различные шкалы величин представляют собой разные способы определения величины на основе имеющейся информации. Все шкалы величин сохраняют логарифмическую шкалу, разработанную Чарльзом Рихтером , и корректируются таким образом, чтобы средний диапазон приблизительно коррелировал с исходной шкалой «Рихтера». [8]
Большинство шкал магнитуд основаны на измерениях только части сейсмической волновой цепи землетрясения и поэтому являются неполными. В некоторых случаях это приводит к систематической недооценке величины, состоянию, называемому насыщением . [9]
С 2005 года Международная ассоциация сейсмологии и физики недр Земли (IASPEI) стандартизировала процедуры измерений и уравнения для основных шкал магнитуд ML , M s , mb , mB и mb Lg . [10]
Первая шкала для измерения магнитуд землетрясений, разработанная в 1935 году Чарльзом Ф. Рихтером и широко известная как шкала «Рихтера», на самом деле представляет собойШкала местной магнитуды , метка ML или ML . [11] Рихтер установил две особенности, которые сейчас являются общими для всех шкал магнитуд.
Все «локальные» (ML) магнитуды основаны на максимальной амплитуде сотрясений земли без различия различных сейсмических волн. Они недооценивают силы:
Первоначальная шкала «Рихтера», разработанная в геологическом контексте Южной Калифорнии и Невады, позже оказалась неточной для землетрясений в центральной и восточной частях континента (везде к востоку от Скалистых гор ) из-за различий в континентальной коре. . [16] Все эти проблемы побудили развитие других масштабов.
Большинство сейсмологических органов, таких как Геологическая служба США , сообщают о землетрясениях магнитудой выше 4,0 как моментную магнитуду (ниже), которую пресса описывает как «магнитуду Рихтера». [17]
Оригинальная «местная» шкала Рихтера была адаптирована для других населенных пунктов. Они могут быть помечены как «ML» или с маленькой буквы « l», либо Ml , либо M. l[18] (Не путать с российской шкалой MLH поверхностных волн. [19] ). Сравнимы ли значения, зависит от того, были ли адекватно определены местные условия и соответствующим образом скорректирована формула. [20]
В Японии для неглубоких (глубина <60 км) землетрясений на расстоянии до 600 км Японское метеорологическое агентство рассчитывает [21] магнитуду, обозначенную MJMA , M JMA или M.J (Их не следует путать ни с моментными величинами, рассчитываемыми JMA, которые обозначены M w (JMA) или M (JMA) , ни со шкалой интенсивности Синдо .) Величины JMA основаны (как это типично для местных шкал) на максимальной амплитуде движение земли ; они «достаточно хорошо» согласуются [22] с магнитудой сейсмического момента M w в диапазоне от 4,5 до 7,5, [23] , но недооценивают более крупные магнитуды.
Объемные волны состоят из P-волн , которые приходят первыми (см. сейсмограмму), или S-волн , или их отражений. Объемные волны проходят напрямую через скалу. [24]
Первоначальная «амплитуда объемной волны» – mB или m B (заглавная буква «B») – была разработана Гутенбергом 1945c и Гутенбергом и Рихтером 1956 [25] для преодоления ограничений по расстоянию и величине шкалы ML, присущих использованию поверхностные волны. mB основан на P- и S-волнах, измеренных в течение более длительного периода, и не достигает насыщения примерно до M 8. Однако он не чувствителен к событиям меньше, чем примерно M 5,5. [26] От первоначального определения mB в значительной степени отказались, [27] теперь оно заменено стандартизированной шкалой mB BB . [28]
Шкала mb или mb (строчные «m» и «b») аналогична mB, но использует только P-волны, измеренные в первые несколько секунд на конкретной модели короткопериодного сейсмографа. [29] Он был введен в 1960-х годах с созданием Всемирной сети стандартизированных сейсмографов (WWSSN); короткий период улучшает обнаружение более мелких событий и лучше различает тектонические землетрясения и подземные ядерные взрывы. [30]
Измерение мб менялось несколько раз. [31] Согласно первоначальному определению Гутенберга (1945c), m b основывалось на максимальной амплитуде волн в первые 10 секунд или более. Однако продолжительность периода влияет на полученную величину. Ранняя практика USGS/NEIC заключалась в измерении mb в первую секунду (только первые несколько P-волн [32] ), но с 1978 года они измеряют первые двадцать секунд. [33] Современная практика заключается в измерении короткопериодной шкалы mb менее чем за три секунды, тогда как широкополосная шкала mB BB измеряется с периодами до 30 секунд. [34]
Региональная шкала mb Lg , также обозначаемая mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn и m N , была разработана Наттли (1973) для решения проблемы, с которой не могла справиться исходная шкала ML : вся Северная Америка к востоку от Скалистых гор . Горы . Шкала ML была разработана в южной Калифорнии, которая лежит на блоках океанической коры, обычно базальтовой или осадочной породы , приросшей к континенту. К востоку от Скалистых гор континент представляет собой кратон , толстую и в значительной степени стабильную массу континентальной коры, состоящую в основном из гранита , более твердой породы с различными сейсмическими характеристиками. В этой области шкала ML дает аномальные результаты для землетрясений, которые по другим меркам казались эквивалентными землетрясениям в Калифорнии.
Наттли решил эту проблему, измерив амплитуду короткопериодных (~ 1 с) волн Lg, [35] сложной формы волны Лява , которая, хотя и является поверхностной волной, но, как он обнаружил, дает результат, более тесно связанный со шкалой mb, чем масштаб М. _ [36] Волны Lg быстро затухают на любом океаническом пути, но хорошо распространяются через гранитную континентальную кору, а Mb Lg часто используется в областях стабильной континентальной коры; это особенно полезно для обнаружения подземных ядерных взрывов. [37]
Поверхностные волны распространяются вдоль поверхности Земли и в основном представляют собой либо волны Рэлея , либо волны Лява . [38] При неглубоких землетрясениях поверхностные волны несут большую часть энергии землетрясения и являются наиболее разрушительными. Более глубокие землетрясения, имеющие меньшее взаимодействие с поверхностью, производят более слабые поверхностные волны.
Шкала магнитуд поверхностных волн, обозначаемая по-разному как Ms , MS и Ms , основана на процедуре, разработанной Бено Гутенбергом в 1942 году [ 39] для измерения неглубоких землетрясений, более сильных или более удаленных, чем могла выдержать исходная шкала Рихтера. Примечательно, что он измерял амплитуду поверхностных волн (которые обычно производят наибольшую амплитуду) в течение периода «около 20 секунд». [40] Масштаб M s примерно совпадает с ML в ~6, затем расходится на целых ползвездной величины. [41] Версия Наттли (1983), иногда обозначаемая M Sn , [42] измеряет только волны первой секунды.
Модификация - «формула Москва-Прага» - была предложена в 1962 г. и рекомендована IASPEI в 1967 г.; это основа стандартизированной шкалы M s20 ( Ms_20 , M s (20) ). [43] «Широкополосный» вариант ( Ms_BB , M s (BB) ) измеряет наибольшую амплитуду скорости в цуге волн Рэлея за периоды до 60 секунд. [44] Шкала M S7 , используемая в Китае, представляет собой вариант шкалы M s , откалиброванную для использования с долгопериодным сейсмографом китайского производства «тип 763». [45]
Шкала MLH , используемая в некоторых частях России, на самом деле представляет собой величину поверхностных волн. [46]
Другие шкалы магнитуд основаны на аспектах сейсмических волн, которые лишь косвенно и не полностью отражают силу землетрясения, включают в себя другие факторы и обычно ограничены в некотором отношении по величине, глубине очага или расстоянию. Шкала моментной магнитуды – Mw или Mw – разработанная сейсмологами Томасом К. Хэнксом и Хироо Канамори [47] , основана на сейсмическом моменте землетрясения , M 0 , показателе того, какую работу совершает землетрясение при сдвиге одного участка породы. мимо еще одного куска скалы. [48] Сейсмический момент измеряется в Ньютон-метрах (Нм или Н·м ) в системе измерения СИ или в дина-сантиметрах (дин-см; 1 дин-см = 10 -7 Нм ) в старой системе СГС . В простейшем случае момент можно рассчитать, зная только величину скольжения, площадь поврежденной или соскользнувшей поверхности и коэффициент сопротивления или трения. Эти факторы можно оценить для существующего разлома, чтобы определить силу прошлых землетрясений или то, что можно ожидать в будущем. [49]
Сейсмический момент землетрясения можно оценить различными способами, которые являются основой шкал M wb , M wr , M wc , M ww , M wp , Mi и M wpd , всех подтипов общей шкалы M w . Подробности см. в разделе «Шкала моментных величин § Подтипы» .
Сейсмический момент считается наиболее объективной мерой «размера» землетрясения с точки зрения общей энергии. [50] Однако он основан на простой модели разрыва и на некоторых упрощающих предположениях; он не учитывает тот факт, что доля энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, варьируется в зависимости от землетрясения. [51]
Большая часть общей энергии землетрясения, измеряемой M w , рассеивается в виде трения (что приводит к нагреву земной коры). [52] Потенциал землетрясения, вызывающего сильное сотрясение земли, зависит от сравнительно небольшой доли энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, и лучше измеряется по шкале магнитуд энергии Me e . [53] Доля общей энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, сильно варьируется в зависимости от механизма очага и тектонической среды; [54] Me и M w для очень похожих землетрясений могут отличаться на целых 1,4 единицы. [55]
Несмотря на полезность шкалы Me , она обычно не используется из-за трудностей с оценкой излучаемой сейсмической энергии. [56]
Два землетрясения, сильно различающиеся по нанесенному ущербу
В 1997 году у побережья Чили произошло два сильных землетрясения. Магнитуда первой, июльской, оценивалась в M w 6,9, но она почти не ощущалась, и только в трех местах. В октябре землетрясение магнитудой 7,1 балла почти в том же месте, но вдвое большей глубины и по разлому другого типа, ощущалось на обширной территории, в результате чего пострадало более 300 человек и было разрушено или серьезно повреждено более 10 000 домов. Как видно из таблицы ниже, это несоответствие нанесенного ущерба не отражается ни на величине момента (M w ), ни на величине поверхностной волны (M s ). Только когда магнитуда измеряется на основе объемной волны (mb) или сейсмической энергии (M e ), существует разница, сравнимая с разницей в ущербе.
Переработано и адаптировано на основе Таблицы 1 в Choy, Boatwright & Kirby 2001, p. 13. См. также в IS 3.6 2012, с. 7.
К (от русского слова класс, «класс», в смысле категории [57] ) — мера магнитуды землетрясения в энергетическом классе или системе К-класса , разработанная в 1955 году советскими сейсмологами в отдалённом Гарме ( Таджикистан) . ) регион Средней Азии; в пересмотренной форме он до сих пор используется для описания местных и региональных землетрясений во многих государствах, ранее входивших в состав Советского Союза (включая Кубу). Основанный на сейсмической энергии (K = log ES , в джоулях ), сложность его реализации с использованием технологии того времени привела к пересмотру в 1958 и 1960 годах. Адаптация к местным условиям привела к различным региональным шкалам K, таким как K F и К С. _ [58]
Значения K являются логарифмическими, похожими на величины в стиле Рихтера, но имеют другой масштаб и нулевую точку. Значения K в диапазоне от 12 до 15 примерно соответствуют M от 4,5 до 6. [59] M(K) , M (K) или, возможно, M K указывает величину M, рассчитанную на основе энергетического класса K. [60]
Землетрясения, вызывающие цунами, обычно происходят относительно медленно, выделяя больше энергии за более длительные периоды (более низкие частоты), чем обычно используется для измерения магнитуды. Любой перекос в спектральном распределении может привести к увеличению или уменьшению цунами, чем ожидалось для номинальной магнитуды. [61] Шкала магнитуды цунами, M t , основана на корреляции Кацуюки Абэ сейсмического момента землетрясения (M 0 ) с амплитудой волн цунами, измеренной приливными датчиками. [62] Первоначально предназначенная для оценки магнитуды исторических землетрясений, когда сейсмические данные отсутствуют, но существуют данные о приливах, корреляция может быть обращена вспять, чтобы предсказать высоту прилива по магнитуде землетрясения. [63] (Не путать с высотой приливной волны, или накатом , которая представляет собой эффект интенсивности, контролируемый местной топографией.) В условиях низкого шума можно предсказать волны цунами высотой всего 5 см, что соответствует землетрясению М ~6,5. [64]
Другой шкалой, имеющей особое значение для предупреждения о цунами, является мантийная шкала магнитуд M m . [65] Это основано на волнах Рэлея, которые проникают в мантию Земли и могут быть определены быстро и без полного знания других параметров, таких как глубина землетрясения.
M d обозначает различные масштабы, которые оценивают магнитуду по продолжительности или длине некоторой части сейсмического волнового цуга. Это особенно полезно для измерения местных или региональных землетрясений, как мощных землетрясений, которые могут вывести сейсмометр за пределы шкалы (проблема с ранее использовавшимися аналоговыми приборами) и предотвращения измерения максимальной амплитуды волны, так и слабых землетрясений, максимальная амплитуда которых не точно измерено. Даже в случае далеких землетрясений измерение продолжительности тряски (а также амплитуды) позволяет лучше измерить общую энергию землетрясения. Измерение продолжительности включено в некоторые современные шкалы, такие как Mwpd и mBc . [66]
Шкалы M c обычно измеряют продолжительность или амплитуду части сейсмической волны, кода . [67] На коротких расстояниях (менее 100 км) они могут обеспечить быструю оценку магнитуды до того, как станет известно точное место землетрясения. [68]
Шкалы магнитуд обычно основаны на инструментальных измерениях некоторых аспектов сейсмической волны, записанных на сейсмограмме. Там, где такие записи не существуют, магнитуды можно оценить на основе отчетов о макросейсмических событиях, например, описанных с помощью шкал интенсивности. [69]
Один из подходов для этого (разработанный Бено Гутенбергом и Чарльзом Рихтером в 1942 году [70] ) связывает максимальную наблюдаемую интенсивность (предположительно над эпицентром), обозначенную I 0 (заглавная I с подстрочным нулем), к магнитуде. Было рекомендовано обозначать величины, рассчитанные на этой основе, M w (I 0 ) , [71] , но иногда их обозначают более общим обозначением M ms .
Другой подход состоит в том, чтобы составить изосейстическую карту , показывающую область, над которой ощущался определенный уровень интенсивности. Размер «войлочной площади» также может быть связан с величиной (на основе работ Франкеля, 1994 г. и Джонстона, 1996 г.). Хотя рекомендуемое обозначение величин, полученных таким способом, — M 0 (An) , [72] более часто встречающееся обозначение — M fa . Вариант M La , адаптированный для Калифорнии и Гавайев, определяет локальную магнитуду (ML ) на основе размера области, на которую воздействует данная интенсивность. [73] MI (прописная буква " I", в отличие от строчной буквы в M i) использовалась для моментных магнитуд, оцененных на основе изосейсмических интенсивностей , рассчитанных по Johnston 1996. [74]
Пиковая скорость грунта (PGV) и пиковое ускорение грунта (PGA) являются мерами силы, вызывающей разрушительное сотрясение грунта. [75] В Японии сеть акселерометров сильных движений предоставляет данные PGA, которые позволяют проводить корреляцию на конкретном участке с землетрясениями различной магнитуды. Эту корреляцию можно инвертировать, чтобы оценить сотрясение земли на этом участке из-за землетрясения заданной магнитуды на заданном расстоянии. На основе этого карта, показывающая области вероятного ущерба, может быть подготовлена в течение нескольких минут после фактического землетрясения. [76]
Было разработано или предложено множество шкал магнитуд землетрясений, некоторые из которых так и не получили широкого признания и остались лишь в качестве неясных ссылок в исторических каталогах землетрясений. Другие шкалы использовались без определенного названия, часто называемые «методом Смита (1965)» (или аналогичным языком), при этом авторы часто пересматривали свой метод. Кроме того, сейсмологические сети различаются по способу измерения сейсмограмм. Если подробности определения величины неизвестны, в каталогах масштаб будет указан как неизвестный (различные варианты: Unk , Ukn или UK ). В таких случаях величина считается общей и приблизительной.
Метка M h («амплитуда, определенная вручную») использовалась в тех случаях, когда магнитуда слишком мала или данные слишком скудны (обычно от аналогового оборудования) для определения локальной магнитуды, или когда множественные толчки или культурный шум усложняют запись. Сейсмическая сеть Южной Калифорнии использует эту «амплитуду», когда данные не соответствуют критериям качества. [77]
Особым случаем является каталог «Сейсмичность Земли» Гутенберга и Рихтера (1954). Провозглашенные важной вехой в создании всеобъемлющего глобального каталога землетрясений с единообразно рассчитанными магнитудами, они так и не опубликовали полную информацию о том, как они определили эти магнитуды. [79] Следовательно, хотя в некоторых каталогах эти величины идентифицируются как M GR , в других используется UK (что означает «неизвестный метод расчета»). [80] Последующее исследование показало, что многие значения M s «значительно завышены». [81] Дальнейшие исследования показали, что большинство магнитуд MGR « в основном составляют M s для крупных толчков на глубине менее 40 км, но в основном составляют mB для крупных толчков на глубинах 40–60 км». [82] Гутенберг и Рихтер также использовали курсив, нежирный шрифт « M без нижнего индекса» [83] – также используемый в качестве общей величины, и не путать с жирным, не курсивом M , используемым для обозначения моментной величины – и «единая величина» м (выделено жирным шрифтом). [84] Хотя эти термины (с различными корректировками) использовались в научных статьях в 1970-е годы, [85] сейчас они представляют лишь исторический интерес. Обычная (не курсивная, нежирная) заглавная буква «М» без нижнего индекса часто используется для обозначения величины в целом, когда точное значение или конкретный используемый масштаб не важны.