Шкалы сейсмической магнитуды используются для описания общей силы или «размера» землетрясения . Они отличаются от шкал сейсмической интенсивности , которые классифицируют интенсивность или серьезность сотрясения земли (тряски), вызванного землетрясением в данном месте. Магнитуды обычно определяются по измерениям сейсмических волн землетрясения , записанным на сейсмограмме . Шкалы магнитуды 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 кору или преодолеть трение, которое не позволяет одному блоку коры скользить мимо другого, высвобождается энергия, часть которой в форме различных видов сейсмических волн, вызывающих сотрясение земли или землетрясение.
Магнитуда — это оценка относительного «размера» или силы землетрясения , и, таким образом, его потенциала вызывать сотрясение земли. Она «приблизительно связана с высвобождаемой сейсмической энергией». [1]
Интенсивность относится к силе или мощности сотрясения 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 протяженности области, где ощущалось землетрясение. [2]
Интенсивность локального сотрясения земли зависит от нескольких факторов, помимо магнитуды землетрясения [3], одним из наиболее важных из которых являются почвенные условия. Например, толстые слои мягкой почвы (например, засыпка) могут усиливать сейсмические волны, часто на значительном расстоянии от источника, в то время как осадочные бассейны часто резонируют, увеличивая продолжительность сотрясений. Вот почему во время землетрясения Лома-Приета 1989 года район Марина в Сан-Франциско был одним из наиболее пострадавших районов, хотя он находился почти в 100 км от эпицентра. [4] Геологические структуры также имели значение, например, где сейсмические волны, проходящие под южным концом залива Сан-Франциско, отражались от основания земной коры в сторону Сан-Франциско и Окленда. Подобный эффект направлял 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 в себя 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 корректировки вносятся с учетом расстояния, вида земной коры и характеристик сейсмографа , записавшего сейсмограмму.
Различные шкалы величин представляют собой различные способы получения величины из доступной информации. Все шкалы величин сохраняют логарифмическую шкалу, разработанную Чарльзом Рихтером , и корректируются таким образом, чтобы средний диапазон приблизительно соответствовал исходной шкале «Рихтера». [8]
Большинство шкал магнитуд основаны на измерениях только части сейсмической волны землетрясения, и поэтому являются неполными. Это приводит к систематической недооценке магнитуды в некоторых случаях, состояние, называемое насыщением . [9]
С 2005 года Международная ассоциация сейсмологии и физики недр Земли (IASPEI) стандартизировала процедуры измерений и уравнения для основных шкал магнитуд M L , 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 являетсяЛокальная шкала магнитуд , обозначенная как ML или M L . [11] Рихтер установил две особенности, которые теперь являются общими для всех шкал магнитуд.
Все "локальные" (ML) магнитуды основаны на максимальной амплитуде сотрясения земли, без различения различных сейсмических волн. Они недооценивают силу:
Первоначальная шкала «Рихтера», разработанная в геологическом контексте Южной Калифорнии и Невады, впоследствии 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 разработать другие шкалы.
Большинство сейсмологических органов, таких как Геологическая служба США , сообщают о землетрясениях магнитудой выше 4,0 как о моментной магнитуде (ниже), которую пресса описывает как «магнитуду Рихтера». [17]
Оригинальная «локальная» шкала Рихтера была адаптирована для других местностей. Они могут быть помечены как «ML» или с маленькой буквой « l», либо Ml , либо Ml . [18] (Не путать с русской шкалой поверхностных волн MLH. [19] ) Сравнимость значений зависит от того, были ли адекватно определены местные условия и соответствующим образом скорректирована формула. [20]
В Японии для неглубоких (глубина < 60 км) землетрясений в пределах 600 км Японское метеорологическое агентство вычисляет [21] магнитуду, обозначенную MJMA , M JMA или M.J (Их не следует путать с моментными магнитудами, которые вычисляет JMA, обозначенными M w (JMA) или M (JMA) , а также со шкалой интенсивности Шиндо .) Магнитуды JMA основаны (как это типично для локальных шкал) на максимальной амплитуде движения грунта ; они «довольно хорошо» [22] согласуются с сейсмической моментной магнитудой M w в диапазоне от 4,5 до 7,5, [23] , но недооценивают большие магнитуды.
Объемные волны состоят из P-волн, которые приходят первыми (см. сейсмограмму), или S-волн , или отражений тех и других. Объемные волны проходят через скалу напрямую. [24]
Первоначальная «магнитуда объемной волны» – mB или m B (заглавная «B») – была разработана Гутенбергом в 1945c и Гутенбергом и Рихтером в 1956 [25] для преодоления ограничений расстояния и магнитуды шкалы M L, присущих использованию поверхностных волн. mB основана на P- и S-волнах, измеренных в течение более длительного периода, и не насыщается до значения около M 8. Однако она не чувствительна к событиям, меньшим, чем около M 5,5. [26] Использование mB в первоначальном определении было в значительной степени прекращено, [27] теперь заменено стандартизированной шкалой mB BB . [28]
Шкала mb или m b (строчные «m» и «b») похожа на mB, но использует только P-волны, измеренные в первые несколько секунд на определенной модели короткопериодного сейсмографа. [29] Она была введена в 1960-х годах с созданием Всемирной стандартизированной сети сейсмографов (WWSSN); короткий период улучшает обнаружение более мелких событий и лучше различает тектонические землетрясения и подземные ядерные взрывы. [30]
Измерение mb менялось несколько раз. [31] Как первоначально определил Гутенберг (1945c), m b основывался на максимальной амплитуде волн в первые 10 секунд или более. Однако длина 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, в то время как широкополосная шкала mB BB измеряется за периоды до 30 секунд. [34]
Региональная шкала mb Lg – также обозначаемая mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn и m N – была разработана Нуттли (1973) для проблемы, с которой не могла справиться исходная шкала ML : вся Северная Америка к востоку от Скалистых гор . Шкала ML была разработана в южной Калифорнии, которая лежит на блоках океанической коры, обычно базальтовых или осадочных пород, которые были аккрецированы к континенту. К востоку от Скалистых гор континент представляет собой кратон , толстую и в значительной степени стабильную массу континентальной коры, которая в основном состоит из гранита , более твердой породы с различными сейсмическими характеристиками. В этой области шкала ML дает аномальные результаты для землетрясений, которые по другим меркам кажутся эквивалентными землетрясениям в Калифорнии.
Нуттли решил эту проблему, измерив амплитуду короткопериодных (~1 сек.) волн Lg, [35] сложной формы волны Лява , которая, хотя и является поверхностной волной, как он обнаружил, дает результат, более тесно связанный со шкалой mb, чем со шкалой M s . [36] Волны Lg быстро затухают вдоль любого океанического пути, но хорошо распространяются через гранитную континентальную кору, и Mb Lg часто используется в областях стабильной континентальной коры; он особенно полезен для обнаружения подземных ядерных взрывов. [37]
Поверхностные волны распространяются вдоль поверхности Земли и в основном являются либо волнами Рэлея , либо волнами Лява . [38] При неглубоких землетрясениях поверхностные волны переносят 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, по-разному обозначаемая как Ms , M S и M s , основана на процедуре, разработанной Бено Гутенбергом в 1942 году [39] для измерения неглубоких землетрясений, более сильных или более удаленных, чем могла обработать оригинальная шкала Рихтера. Примечательно, что она измеряла амплитуду поверхностных волн (которые обычно производят самые большие амплитуды) в течение периода «около 20 секунд». [40] Шкала M s приблизительно согласуется с M L на уровне ~6, затем расходится на целых полмагнитуды. [41] Пересмотр Nuttli (1983), иногда обозначаемый как M Sn , [42] измеряет только волны первой секунды.
Модификация – «формула Москва-Прага» – была предложена в 1962 году и рекомендована IASPEI в 1967 году; она является основой 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 для периодов до 60 секунд. [44] Шкала M S7 , используемая в Китае, является вариантом M s, откалиброванным для использования с китайским длиннопериодным сейсмографом «тип 763». [45]
Шкала MLH, используемая в некоторых частях России, на самом деле является магнитудой поверхностной волны. [46]
Другие шкалы магнитуд основаны на аспектах сейсмических волн, которые только косвенно и не полностью отражают силу землетрясения, включают другие факторы и, как правило, ограничены в некотором отношении магнитуды, фокусной глубины или расстояния. Шкала магнитуд момента — Mw или M w — разработанная сейсмологами Томасом С. Хэнксом и Хироо Канамори [47] основана на сейсмическом моменте землетрясения , M 0 , мере того, какую работу землетрясение выполняет при скольжении одного участка скалы мимо другого участка скалы. [48] Сейсмический момент измеряется в ньютон-метрах (Н·м или Н·м ) в системе измерений СИ или дин-сантиметрах (дин-см; 1 дин-см = 10−7 Н ·м ) в более старой системе СГС . В простейшем случае момент можно рассчитать, зная только величину скольжения, площадь разорванной или скользящей поверхности и фактор сопротивления или трения, возникшего. Эти факторы можно оценить для существующего разлома, чтобы определить магнитуду 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 , M i и M wpd , все подтипы общей шкалы M w . Подробности см. в разделе Шкала моментной магнитуды § 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, различается в зависимости от землетрясения. [51]
Большая часть общей энергии землетрясения, измеряемая M w , рассеивается в виде трения (что приводит к нагреванию земной коры). [52] Потенциал землетрясения вызывать сильные сотрясения земли зависит от сравнительно небольшой доли энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, и лучше измеряется по шкале энергетической магнитуды , M e . [53] Доля общей энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, сильно варьируется в зависимости от механизма очага и тектонической среды; [54] M e и M w для очень похожих землетрясений могут отличаться на целых 1,4 единицы. [55]
Несмотря на полезность шкалы M e , она обычно не используется из-за трудностей в оценке излучаемой сейсмической энергии. [56]
Два землетрясения, сильно различающиеся по нанесенному ущербу
В 1997 году у берегов Чили произошло два крупных землетрясения. Магнитуда первого из них, произошедшего в июле, оценивалась в M w 6,9, но ощущалась она едва заметно и только в трех местах. В октябре землетрясение магнитудой M w 7,1 почти в том же месте, но в два раза глубже и на другом типе разлома ощущалось на большой территории, в результате чего пострадало более 300 человек, а также было разрушено или серьезно повреждено более 10 000 домов. Как видно из таблицы ниже, эта разница в нанесенном ущербе не отражается ни в моментной магнитуде (M w ), ни в магнитуде поверхностной волны (M s ). Только когда магнитуда измеряется на основе объемной волны (mb ) или сейсмической энергии (M e ), наблюдается разница, сопоставимая с разницей в ущербе.
Переработано и адаптировано из Таблицы 1 в Choy, Boatwright & Kirby 2001, стр. 13. См. также в IS 3.6 2012, стр. 7.
K (от русского слова класс, 'класс', в смысле категории [57] ) является мерой магнитуды землетрясений в энергетическом классе или системе K-класса , разработанной в 1955 году советскими сейсмологами в отдаленном регионе Гарм ( Таджикистан ) в Центральной Азии; в пересмотренном виде она все еще используется для локальных и региональных землетрясений во многих государствах, ранее входивших в состав Советского Союза (включая Кубу). Основываясь на сейсмической энергии (K = log E S , в Джоулях ), сложность ее реализации с использованием технологий того времени привела к пересмотрам в 1958 и 1960 годах. Адаптация к местным условиям привела к различным региональным шкалам K, таким как K F и K S . [58]
Значения K являются логарифмическими, похожими на магнитуды Рихтера, но имеют другой масштаб и нулевую точку. Значения K в диапазоне от 12 до 15 приблизительно соответствуют M от 4,5 до 6. [59] M(K), M (K) или, возможно, M K указывает магнитуду M, рассчитанную из энергетического класса K. [60]
Землетрясения, которые генерируют цунами, обычно разрываются относительно медленно, передавая больше энергии за более длительные периоды (более низкие частоты), чем обычно используется для измерения магнитуд. Любой перекос в спектральном распределении может привести к большим или меньшим цунами, чем ожидается 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 имеются приливные данные, корреляция может быть обращена для прогнозирования приливной высоты по магнитуде землетрясения. [63] (Не путать с высотой приливной волны или накатом , который является эффектом интенсивности, контролируемым местной топографией.) В условиях низкого уровня шума можно предсказать волны цунами высотой всего 5 см, что соответствует землетрясению магнитудой ~6,5. [64]
Другой шкалой, имеющей особое значение для предупреждений о цунами, является шкала магнитуд мантии, M m . [65] Она основана 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 шкалы, которые оценивают магнитуду по продолжительности или длине некоторой части сейсмического волнового поезда. Это особенно полезно для измерения локальных или региональных землетрясений, как мощных землетрясений, которые могут вывести сейсмометр за пределы шкалы (проблема с аналоговыми приборами, которые использовались ранее) и помешать измерению максимальной амплитуды волны, так и слабых землетрясений, максимальная амплитуда которых не измеряется точно. Даже для отдаленных землетрясений измерение продолжительности сотрясения (а также амплитуды) обеспечивает лучшую меру общей энергии землетрясения. Измерение продолжительности включено в некоторые современные шкалы, такие как M wpd и mB c . [66]
Шкалы M c обычно измеряют продолжительность или амплитуду части сейсмической волны, кода . [67] Для коротких расстояний (менее ~100 км) они могут обеспечить быструю оценку магнитуды до того, как станет известно точное место землетрясения. [68]
Шкалы магнитуд обычно основаны на инструментальном измерении некоторых аспектов сейсмической волны, зафиксированных на сейсмограмме. Если такие записи отсутствуют, магнитуды можно оценить из отчетов о макросейсмических событиях, например, описанных шкалами интенсивности. [69]
Один из подходов для этого (разработанный Бено Гутенбергом и Чарльзом Рихтером в 1942 году [70] ) связывает максимальную наблюдаемую интенсивность (предположительно, над эпицентром), обозначаемую I 0 (заглавная I с нижним индексом ноль), с магнитудой. Было рекомендовано, чтобы магнитуды, рассчитанные на этой основе, обозначались как M w (I 0 ) , [71] но иногда обозначаются более общим обозначением M ms .
Другой подход заключается в создании изосейстической карты , показывающей область, на которой ощущался данный уровень интенсивности. Размер «ощущаемой области» также может быть связан с магнитудой (на основе работы Франкеля 1994 и Джонстона 1996). В то время как рекомендуемая метка для магнитуд, полученных таким образом, — M 0 (An) , [72] более распространенная метка — M fa . [73] Вариант, M La , адаптированный для Калифорнии и Гавайев, выводит локальную магнитуду (M L ) из размера области, затронутой данной интенсивностью. [74] M I(заглавная буква « I», отличающаяся от строчной буквы в M i) использовалась для моментных магнитуд, оцененных по изосейстическим интенсивностям, рассчитанным по Джонстону 1996. [75]
Пиковая скорость грунта (PGV) и пиковое ускорение грунта (PGA) являются мерами силы, которая вызывает разрушительное сотрясение грунта. [76] В Японии сеть акселерометров сильного движения предоставляет данные PGA, которые позволяют проводить корреляцию по конкретному месту с землетрясениями различной магнитуды. Эту корреляцию можно инвертировать, чтобы оценить сотрясение грунта в этом месте из-за землетрясения заданной магнитуды на заданном расстоянии. Из этого можно подготовить карту, показывающую области вероятного ущерба, в течение нескольких минут после фактического землетрясения. [77]
Было разработано или предложено множество шкал магнитуд землетрясений, некоторые из которых так и не получили широкого признания и остались лишь неясными ссылками в исторических каталогах землетрясений. Другие шкалы использовались без определенного названия, часто называемые «методом Смита (1965)» (или похожим языком), причем авторы часто пересматривали свой метод. Вдобавок к этому, сейсмологические сети различаются по тому, как они измеряют сейсмограммы. Если подробности того, как была определена магнитуда, неизвестны, каталоги будут указывать шкалу как «неизвестную» (по-разному Unk , Ukn или UK ). В таких случаях магнитуда считается общей и приблизительной.
Метка M h («величина, определенная вручную») использовалась, когда величина слишком мала или данные слишком плохи (обычно с аналогового оборудования) для определения локальной величины, или множественные толчки или культурный шум усложняют записи. Сейсмическая сеть Южной Калифорнии использует эту «величину», когда данные не соответствуют критериям качества. [78]
Особый случай представляет собой каталог сейсмичности Земли Гутенберга и Рихтера (1954). Провозглашенный важной вехой как всеобъемлющий глобальный каталог землетрясений с единообразно рассчитанными магнитудами, [79] они никогда не публиковали полных подробностей того, как они определяли эти магнитуды. [80] Следовательно, в то время как некоторые каталоги идентифицируют эти магнитуды как M GR , другие используют UK (что означает «вычислительный метод неизвестен»). [81] Последующее исследование показало, что многие значения M s «значительно завышены». [82] Дальнейшее исследование показало, что большинство магнитуд M GR «в основном M s для крупных толчков на глубине менее 40 км, но в основном mB для крупных толчков на глубине 40–60 км». [83] Гутенберг и Рихтер также использовали курсивную, не жирную букву M без нижнего индекса [84] – также используемую как общую величину, и ее не следует путать с жирной, не жирной буквой M, используемой для моментной величины – и «унифицированной величиной» m (выделение жирным шрифтом добавлено). [85] Хотя эти термины (с различными корректировками) использовались в научных статьях в 1970-х годах, [86] сейчас они представляют только исторический интерес. Обычная (не курсивная, не жирная) заглавная «M» без нижнего индекса часто используется для обозначения величины в общем смысле, когда точное значение или конкретный используемый масштаб не важны.