Izoseismální mapa - Isoseismal map

Isoseismální mapa pro 1968 Illinois zemětřesení

v seismologie, an izoseismální mapa se používá k zobrazení linií stejně pociťované seismické intenzity, obecně měřené na Upravená stupnice Mercalli. Takové mapy pomáhají identifikovat zemětřesení epicentra, zejména tam, kde ne instrumentální existují záznamy, například pro historická zemětřesení. Obsahují také důležité informace o pozemních podmínkách na konkrétních místech, podkladech geologie, radiační vzorec seismické vlny a reakce různých typů budov. Tvoří důležitou součást makroseismického přístupu, tj. Část seismologie zabývající se neinstrumentálními daty. Tvar a velikost isoseismálních oblastí lze použít k určení velikost, ohnisko hloubka a fokální mechanismus zemětřesení.[1][2]

Dějiny

První známá izoseismální mapa byla vytvořena pro zemětřesení 1810 v roce Mór v Maďarsko a publikoval Kitaibel a Tomtsányi v roce 1814.[3] První šestistupňovou stupnici intenzity navrhl Egen v roce 1828 pro zemětřesení v roce Porýní.[4][5] Robert Mallet vytvořil termín "isoseismal" a vytvořil mapu pro 1857 zemětřesení v Basilicata s trojnásobnou stupnicí intenzity a použil tuto a další informace k identifikaci epicentrální oblasti (termín, který také vytvořil).[6] Pozdější studie využívaly podobných technik, přičemž hlavními změnami byla použitá stupnice skutečné seismické intenzity.

Metodologie

Nejprve je třeba získat pozorování intenzity plsti pro všechny oblasti postižené třesem. V případě nedávných zemětřesení jsou zpravodajské zprávy rozšířeny rozesíláním dotazníků nebo shromažďováním informací o intenzitě otřesů online. V případě historického zemětřesení je postup téměř stejný, až na to, že vyžaduje prohledávání současných účtů v novinách, dopisech, denících atd. Jakmile jsou informace shromážděny a jsou přiřazeny intenzity v místě jednotlivých pozorování, jsou tyto vyneseny na mapa. Poté jsou nakresleny izoseismické čáry, které spojují oblasti stejného třesení. Kvůli místním odchylkám v půdních podmínkách, isoseismals obecně oddělit zóny široce podobné plsti intenzity, zatímco obsahuje oblasti obou vyšších a nižších stupňů třesení.[1] Aby byly isoseismals méně subjektivní, byly učiněny pokusy o použití počítačových metod konturování, jako je kriging, spíše než se spoléhat na vizuální interpolace.[2][7]

Použití

Nalezení epicentra

Ve většině zemětřesení definují isoseismals jednu jasnou oblast maximální intenzity, která je známá jako epicentrální nebo meizoseismální oblast.[8] U některých zemětřesení existuje více než jedno maximum z důvodu vlivu pozemních podmínek nebo složitosti v šíření prasknutí, a proto jsou k identifikaci oblasti, která obsahuje epicentrum, zapotřebí další informace.

Měření velikosti

Velikost zemětřesení lze zhruba odhadnout měřením oblasti ovlivněné úrovní intenzity III nebo vyšší v km2 a vezmeme logaritmus.[1] Přesnější odhad závisí na vývoji regionálních kalibračních funkcí odvozených pomocí mnoha izoseismálních poloměrů.[7] Takové přístupy umožňují odhadnout velikost historických zemětřesení.

Odhad ohniskové hloubky

Hloubku do hypocentra lze odhadnout porovnáním velikostí různých izoseismálních oblastí. Při mělkých zemětřesení jsou čáry blízko u sebe, zatímco v hlubokých událostech se čáry šíří dále od sebe.[9]

Potvrzení ohniskového mechanismu

Ohniskové mechanismy se rutinně počítají pomocí teleseismických dat, ale zůstává nejednoznačnost, protože jsou vždy možné dvě potenciální poruchové roviny. Tvar oblastí s nejvyšší intenzitou se obecně protáhne ve směru aktivní roviny poruchy.

Testování hodnocení seismického nebezpečí

Vzhledem k relativně dlouhé historii pozorování makroseismické intenzity (v některých regionech někdy sahá mnoho staletí) lze k testování hodnocení seismického rizika použít izoseismické mapy porovnáním očekávané časové frekvence různých úrovní intenzity, za předpokladu, že je hodnocení pravdivé a pozorovaná míra překročení.[10]

Reference

  1. ^ A b C Jak mapovat zemětřesení, Roger Musson, BGS
  2. ^ A b Linkimer, L. 2008. Aplikace krigingovy metody pro kreslení izoseismických map významných zemětřesení v Kostarice v letech 2002–2003. Revista Geológica de América Central, 38, 119–134. Archivováno 06.08.2010 na Wayback Machine
  3. ^ Varga, P. (2008). "Historie raných izoseismálních map". Acta Geodaetica et Geophysica Hungarica. 43 (2–3): 285–307. doi:10.1556 / AGeod.43.2008.2-3.15. S2CID  128898064.
  4. ^ Oldroyd, D .; Amador, F .; Kozak, J .; Carneiro, A .; Pinto, M. (2007). „Studie o zemětřesení za sto let po zemětřesení v Lisabonu z roku 1755“. Historie věd o Zemi. 26 (3): 321–370. doi:10.17704 / eshi.26.2.h9v2708334745978. Archivovány od originál dne 11. 7. 2012.
  5. ^ Egen, P. N. C. (1828). „Über das Erdbeben in den Rhein-und Niederlanden vom 23. února 1828“. Annalen der Physik und Chemie. 13 (5): 153–163. doi:10,1002 / a 188280890514.
  6. ^ Robert Mallet (1862). Velké neapolské zemětřesení z roku 1857: První principy pozorovací seismologie, jak byly vyvinuty ve zprávě expedice provedené velením společnosti do nitra neapolského království Královské společnosti v Londýně, aby prošetřily okolnosti velkého zemětřesení Demember 1857. Královská společnost.
  7. ^ A b Ambraseys, N. N.; Douglas, J. (01.10.2004). „Kalibrace rozsahu severoindických zemětřesení“. Geophysical Journal International. 159 (1): 165–206. Bibcode:2004GeoJI.159..165A. doi:10.1111 / j.1365-246X.2004.02323.x. ISSN  0956-540X.
  8. ^ Ambraseys, N.N .; Melville, C.P. (2005). Historie perských zemětřesení. Cambridge University Press. str. xiii. ISBN  9780521021876.
  9. ^ Mahajan, A. K .; Kumar, N .; Arora, B. (2006), „Rychlý pohled na izoseismickou mapu ze dne 8. října 2005, zemětřesení v Kašmíru“ (PDF), Současná věda, 91 (3): 356–361, JSTOR  24094145
  10. ^ Pecker, Alain; Faccioli, Ezio; Gurpinar, Aybars; Martin, Christophe; Renault, Philippe (2017). Přehled výzkumného projektu SIGMA. Geotechnické, geologické a zemětřesení. Springer International Publishing. str. 141–146. doi:10.1007/978-3-319-58154-5_8. ISBN  9783319581538.