Váhy seismické velikosti - Seismic magnitude scales

Část série na
Zemětřesení
  • Portál věd o Zemi

Váhy seismické velikosti se používají k popisu celkové pevnosti nebo "velikosti" zemětřesení. Ty se odlišují od stupnice seismické intenzity které kategorizují intenzitu nebo závažnost otřesů (zemětřesení) způsobených zemětřesením v daném místě. Veličiny se obvykle určují z měření zemětřesení seismické vlny jak je zaznamenáno na a seismogram. Stupnice velikosti se liší podle toho, jaký aspekt seismických vln se měří a jak se měří. Různá měřítka jsou nezbytná z důvodu rozdílů v zemětřesení, dostupných informací a účelů, pro které se veličiny používají.

Velikost zemětřesení a intenzita otřesů

Zemská kůra je zdůrazněna tektonický síly. Když se toto napětí stane dostatečně velkým na to, aby prasklo v kůře, nebo aby překonalo tření, které brání tomu, aby jeden blok kůry proklouzl kolem druhého, uvolní se energie, část z toho v podobě různých druhů seismických vln, které způsobí otřesy země, nebo třesoucí se.

Velikost je odhad relativní "velikosti" nebo síly zemětřesení, a tedy jeho potenciál způsobit otřesy země. Je to „přibližně v souvislosti s uvolněnou seismickou energií“.[1]

Isoseismální mapa pro 1968 Illinois zemětřesení. Nepravidelné rozložení třesení vyplývá z variací geologie a / nebo pozemních podmínek.

Intenzita odkazuje na sílu nebo sílu třesoucí se v daném místě a může souviset s vrcholovou rychlostí země. S izoseismální mapa pozorovaných intenzit (viz obrázek) lze velikost zemětřesení odhadnout jak z maximální pozorované intenzity (obvykle, ale ne vždy poblíž epicentrum ) a z rozsahu oblasti, kde bylo zemětřesení pociťováno.[2]

Intenzita místního otřesu země závisí na několika faktorech kromě velikosti zemětřesení,[3] jedním z nejdůležitějších jsou půdní podmínky. Například silné vrstvy měkké půdy (jako je výplň) mohou zesilovat seismické vlny, často ve značné vzdálenosti od zdroje, zatímco sedimentární pánve často rezonují, což prodlužuje dobu třepání. To je důvod, proč v 1989 zemětřesení Loma Prieta, Marina okres San Francisco byla jednou z nejvíce poškozených oblastí, i když to bylo téměř 100 km od epicentra.[4] Významné byly také geologické struktury, například kde seismické vlny procházející pod jižním koncem zálivu San Francisco Bay odrážely od základny zemské kůry směrem k San Francisku a Oaklandu. Podobný účinek směroval seismické vlny mezi další hlavní poruchy v oblasti.[5]

Stupnice velikosti

Typický seismogram. Kompresní P-vlny (v návaznosti na červené čáry) - v podstatě zvuk procházející skálou - jsou nejrychlejšími seizmickými vlnami a přicházejí první, obvykle za přibližně 10 sekund při zemětřesení kolem 50 km. Třepání do strany S-vlny (po zelené čáře) dorazí o několik sekund později a cestuje o něco více než polovinu rychlosti P-vln; zpoždění je přímým údajem o vzdálenosti od zemětřesení. S-vln může trvat hodinu, než dosáhnou bodu vzdáleného 1000 km. Oba jsou tělesné vlny, které procházejí přímo zemskou kůrou. Po vlnách S existují různé druhy povrchové vlny – Vlny lásky a Rayleighovy vlny - které cestují pouze po zemském povrchu. Povrchové vlny jsou menší pro hluboká zemětřesení, která mají menší interakci s povrchem. U mělkých zemětřesení - hlubších necelých 60 km - jsou povrchové vlny silnější a mohou trvat několik minut; tyto přenášejí většinu energie zemětřesení a způsobují nejvážnější škody.

Zemětřesení vyzařuje energii v podobě různých druhů seismické vlny, jehož vlastnosti odrážejí povahu prasknutí i zemské kůry, kterou vlny procházejí.[6] Stanovení velikosti zemětřesení obecně zahrnuje identifikaci konkrétních druhů těchto vln na a seismogram, a poté změřit jednu nebo více charakteristik vlny, jako je její načasování, orientace, amplituda, frekvence nebo doba trvání.[7] Provádějí se další úpravy vzdálenosti, druhu kůry a charakteristik seismograf který zaznamenal seismogram.

Různé stupnice velikosti představují různé způsoby odvození velikosti z informací, které jsou k dispozici. Všechny stupnice velikosti si zachovávají logaritmickou stupnici navrženou Charlesem Richterem a jsou upraveny tak, aby střední rozsah přibližně koreloval s původní stupnicí „Richter“.[8]

Většina měřítek je založena na měřeních pouze části seismického vlnového průběhu zemětřesení, a proto jsou neúplná. To má za následek systematické podceňování velikosti v určitých případech, tzv. Stav nasycení.[9]

Od roku 2005 Mezinárodní asociace seismologie a fyziky zemského interiéru (IASPEI) standardizoval postupy měření a rovnice pro stupnice hlavní velikosti, M.L , M.s , mb, mB a mbLg .[10]

„Richterova“ stupnice velikosti

Hlavní článek: Richterova stupnice velikosti

První stupnice pro měření velikostí zemětřesení vyvinutá v roce 1935 Charles F. Richter a populárně známá jako „Richterova“ stupnice, je ve skutečnosti Stupnice místní velikosti, štítek ML nebo ML.[11] Richter zavedl dvě funkce, které jsou nyní společné pro všechny stupnice velikosti. Nejprve je měřítko logaritmické, takže každá jednotka představuje desetinásobný nárůst v amplituda seismických vln.[12] Protože energie vlny je 101.5 krát jeho amplituda, každá jednotka velikosti představuje téměř 32násobné zvýšení seismická energie (síla) zemětřesení.[13]

Za druhé, Richter libovolně definoval nulový bod stupnice jako místo, kde zemětřesení ve vzdálenosti 100 km způsobí maximální horizontální posun 0,001 milimetru (1 µm nebo 0,00004 palce) na seismogramu zaznamenaném torzním seismografem Wood-Anderson .[14] Škály následné velikosti jsou kalibrovány tak, aby byly přibližně v souladu s původní „místní“ škálou Richter kolem velikosti 6.[15]

Všechny „místní“ (ML) veličiny jsou založeny na maximální amplitudě otřesů země bez rozlišení různých seismických vln. Podceňují sílu:

  • z vzdálená zemětřesení (přes ~ 600 km) z důvodu útlumu vln S,
  • z hluboká zemětřesení protože povrchové vlny jsou menší a
  • z silná zemětřesení (nad M ~ 7), protože nezohledňují dobu třepání.

Původní „Richterova“ stupnice vyvinutá v geologických souvislostech jižní Kalifornie a Nevady byla později shledána nepřesnými pro zemětřesení ve střední a východní části kontinentu (všude na východ od skalnaté hory ) kvůli rozdílům v kontinentální kůře.[16] Všechny tyto problémy podnítily vývoj dalších stupnic.

Většina seismologických autorit, jako je Geologický průzkum Spojených států, hlásit velikosti zemětřesení nad 4,0 jako velikost momentu (níže), kterou tisk popisuje jako „Richterovu velikost“.[17]

Jiné stupnice „místní“ velikosti

Richterova původní „místní“ škála byla upravena pro další lokality. Mohou být označeny „ML“ nebo malými písmeny.l", buď Mlnebo Ml.[18] (Nesmí být zaměňována s ruskou stupnicí MLH povrchových vln.[19]) To, zda jsou hodnoty srovnatelné, závisí na tom, zda byly adekvátně stanoveny místní podmínky a vhodně upraven vzorec.[20]

Stupnice velikosti Japonské meteorologické agentury

V Japonsku vypočítá pro mělké (hloubka <60 km) zemětřesení do 600 km japonská meteorologická agentura[21] označená velikost MJMA, MJMAnebo MJ. (Ty by neměly být zaměňovány s momentovými velikostmi, které vypočítává JMA a které jsou označeny M.w(JMA) nebo M.(JMA), ani s Stupnice intenzity Shindo.) JMA veličiny jsou založeny (jak je typické pro lokální měřítka) na maximální amplitudě pozemního pohybu; souhlasí „celkem dobře“[22] s velikostí seismického momentu Mw v rozmezí 4,5 až 7,5,[23] ale podceňujte větší veličiny.

Váhy velikosti tělesných vln

Tělesné vlny se skládají z P-vlny které přicházejí jako první (viz seismogram), nebo S-vlny, nebo odrazy obou. Tělesné vlny cestují přímo skálou.[24]

mB stupnice

Původní „velikost tělesných vln“ - mB nebo mB (velká písmena „B“) - vyvinul Gutenberg (1945b, 1945c ) a Gutenberg & Richter (1956)[25] překonat omezení vzdálenosti a velikosti ML měřítko vlastní použití povrchových vln. mB je založeno na vlnách P a S, měřeno po delší dobu, a nasycuje se až kolem M 8. Není však citlivé na události menší než přibližně M 5,5.[26] Od původně definovaného použití MB bylo upuštěno,[27] nyní nahrazeno standardizovaným mBBB  měřítko.[28]

mb měřítko

The mb nebo mb scale (malá písmena „m“ a „b“) je podobná mB, ale používá pouze P-vlny měřené v prvních několika sekundách na konkrétním modelu krátkodobého seismografu.[29] To bylo představeno v šedesátých letech se založením Celosvětová standardizovaná seismografická síť (WWSSN); krátké období zlepšuje detekci menších událostí a lépe rozlišuje mezi tektonickými zemětřeseními a podzemními jadernými výbuchy.[30]

Měření mb se několikrát změnilo.[31] Jak původně definoval Gutenberg (1945c) mb byla založena na maximální amplitudě vln v prvních 10 sekundách nebo více. Délka období však ovlivňuje získanou velikost. Počáteční praxí USGS / NEIC bylo měřit mb ​​v první vteřině (jen prvních pár P vln[32]), ale od roku 1978 měří prvních dvacet sekund.[33] Moderní praxí je měřit krátkodobé mb měřítko na méně než tři sekundy, zatímco širokopásmové připojení mBBB  měřítko se měří v intervalech až 30 sekund.[34]

mbLg měřítko

Díky rozdílům v kůře ležící pod Severní Amerikou na východ od Skalistých hor je tato oblast citlivější na zemětřesení. Zde je uvedeno: zemětřesení v New Madridu z roku 1895, M ~ 6, bylo pociťováno ve většině centrálních USA, zatímco v roce 1994 Northridge zemětřesení, i když téměř desetkrát silnější na M 6,7, bylo cítit pouze v jižní Kalifornii. Z přehledu USGS 017-03.

Regionální mbLg měřítko - také označeno mb_Lg, mbLg, MLg (USGS), Mn, a mN - byl vyvinut společností Nuttli (1973) pro problém původní ML měřítko nemohlo zvládnout: celá Severní Amerika na východ od skalnaté hory. The M.L měřítko bylo vyvinuto v jižní Kalifornii, která leží typicky na blocích oceánské kůry čedič nebo sedimentární hornina, která se dostala na kontinent. Na východ od Skalistých hor je kontinent a kraton, hustá a do značné míry stabilní hmota kontinentální kůry, která je do značné míry žula, tvrdší hornina s různými seismickými charakteristikami. V této oblastiL měřítko poskytuje neobvyklé výsledky pro zemětřesení, která se podle jiných opatření zdála ekvivalentní zemětřesení v Kalifornii.

Nuttli to vyřešil měřením amplitudy krátkodobých (~ 1 s) vln Lg,[35] komplexní forma Vlna lásky který, i když zjistil, že má povrchovou vlnu, poskytl výsledek, který více souvisí s měřítkem mb než s M.s měřítko.[36] Vlny Lg rychle zeslabují po jakékoli oceánské cestě, ale šíří se dobře skrz granitickou kontinentální kůru a MbLg je často používán v oblastech stabilní kontinentální kůry; je zvláště užitečný pro detekci podzemních jaderných výbuchů.[37]

Stupnice velikosti povrchových vln

Hlavní článek: Velikost povrchových vln

Povrchové vlny se šíří podél zemského povrchu a jsou v zásadě buď Rayleighovy vlny nebo Vlny lásky.[38] U mělkých zemětřesení nesou povrchové vlny většinu energie zemětřesení a jsou nejničivější. Hlubší zemětřesení, která mají menší interakci s povrchem, produkují slabší povrchové vlny.

Stupnice velikosti povrchových vln, různě označovaná jako slečna, MS, a Ms, je založen na postupu vyvinutém Beno Gutenbergem v roce 1942[39] pro měření mělkých zemětřesení silnějších nebo vzdálenějších, než by Richterovo původní měřítko zvládlo. Je pozoruhodné, že měřil amplitudu povrchových vln (které obecně produkují největší amplitudy) po dobu „asi 20 sekund“.[40] The M.s měřítko přibližně souhlasí s M.L na ~ 6, pak se odchyluje až o poloviční velikost.[41] Revize od Nuttli (1983), někdy označené MSn,[42] měří pouze vlny první sekundy.

Modifikace - „vzorec Moskva – Praha“ - byla navržena v roce 1962 a doporučena IASPEI v roce 1967; to je základ standardizovaného Ms20 měřítko (Ms_20, Ms(20)).[43] Širokopásmová varianta (Ms_BB, Ms(BB)) měří největší amplitudu rychlosti ve vlaku s paprsky Rayleigh po dobu až 60 sekund.[44] The MS7 měřítko používané v Číně je variantou M.s kalibrováno pro použití s ​​čínským dlouhodobým seismografem „typ 763“.[45]

The MLH měřítko používané v některých částech Ruska je ve skutečnosti velikost povrchových vln.[46]

Stupnice velikosti momentu a velikosti energie

Hlavní článek: Stupnice velikosti momentu

Ostatní stupnice velikosti jsou založeny na aspektech seismických vln, které pouze nepřímo a neúplně odrážejí sílu zemětřesení, zahrnují další faktory a jsou obecně omezené v některých ohledech velikosti, ohniskové hloubky nebo vzdálenosti. The stupnice velikosti momentu – Mw nebo Mw - vyvinutý společností Kanamori (1977) a Hanks a Kanamori (1979), je založeno na zemětřesení seismický moment, M0, míra kolik práce zemětřesení zasune jednu skálu kolem další skály.[47] Seismický moment se měří v Newton metrů (N • m nebo Nm) v SI systém měření, nebo dyne-centimetry (dyn-cm) u starších CGS Systém. V nejjednodušším případě lze moment vypočítat s vědomím pouze velikosti prokluzu, roztržené nebo uklouznuté plochy povrchu a činitele odporu nebo tření. Tyto faktory lze odhadnout pro existující poruchu, aby se určila velikost minulých zemětřesení nebo co lze očekávat do budoucna.[48]

Seismický okamžik zemětřesení lze odhadnout různými způsoby, které jsou základem Mwb, Mwr, Mtoaleta, Mww, Mwp, Mi, a Mwpd váhy, všechny podtypy obecného Mw měřítko. Vidět Stupnice velikosti momentu § Podtypy pro detaily.

Seismický moment je považován za nejobjektivnější měřítko „velikosti“ zemětřesení z hlediska celkové energie.[49] Je však založen na jednoduchém modelu prasknutí a na určitých zjednodušujících předpokladech; nesprávně předpokládá, že podíl energie vyzařované jako seismické vlny je stejný pro všechna zemětřesení.[50]

Hodně z celkové energie zemětřesení měřeno Mw se rozptýlí jako tření (což má za následek zahřátí kůry).[51] Potenciál zemětřesení způsobit silné otřesy země závisí na poměrně malém podílu energie vyzařované jako seismické vlny a lépe se měří na velikost energie měřítko, ME.[52] Podíl celkové energie vyzařované jako seismické vlny se velmi liší v závislosti na ohniskovém mechanismu a tektonickém prostředí;[53] ME a M.w u velmi podobných zemětřesení se může lišit až o 1,4 jednotky.[54]

Přes užitečnost ME měřítku, obvykle se nepoužívá kvůli obtížím při odhadu vyzařované seismické energie.[55]

Dvě zemětřesení se značně liší v rozsahu způsobených škod

V roce 1997 došlo u pobřeží Chile ke dvěma velkým zemětřesením. Velikost první, v červenci, byla odhadnuta na M.w 6.9, ale bylo ho stěží cítit, a to pouze na třech místech. V říjnuw 7,1 zemětřesení na téměř stejném místě, ale dvakrát tak hluboké a způsobené jiným druhem zavinění, bylo pociťováno na široké ploše, zraněno přes 300 lidí a zničeno nebo vážně poškozeno přes 10 000 domů. Jak je vidět v tabulce níže, tato nerovnost způsobeného poškození se neodráží ani v momentové velikosti (Mw ) ani velikost povrchových vln (Ms ). Pouze když je velikost měřena na základě tělesné vlny (mb) nebo seismické energie (ME ) existuje rozdíl srovnatelný s rozdílem ve škodě.

datumISC #Lat.Dlouho.HloubkaPoškozeníMs Mw mbME Typ poruchy
06. července 19971035633−30.06−71.8723 kmSotva cítil6.56.95.86.1tah mezi deskami
15. října 19971047434−30.93−71.2258 kmRozsáhlý6.87.16.87.5intraslab-normal
Rozdíl:0.30.21.01.4

Přeskupeno a upraveno z tabulky 1 v Choy, Boatwright & Kirby 2001, str. 13. Viděno také v IS 3.6 2012, str. 7.

Energetická třída (K.- třída)

Hlavní článek: Energetická třída

K. (z ruského slova класс, „třída“, ve smyslu kategorie[56]) je míra zemětřesení v energetická třída nebo Třída K. systém, vyvinutý v roce 1955 sovětský seismologové ve vzdáleném Garmu (Tadžikistán ) region Střední Asie; v revidované podobě se stále používá k lokálním a regionálním zemětřesením v mnoha státech, které byly dříve spojeny se Sovětským svazem (včetně Kuby). Na základě seismické energie (K = log ES, v Jouly ), potíže s jeho implementací pomocí tehdejší technologie vedly k revizím v letech 1958 a 1960. Přizpůsobení místním podmínkám vedlo k různým regionálním měřítkům K, jako např. K.F a K.S.[57]

Hodnoty K jsou logaritmické, podobné velikostem Richterova stylu, ale mají jiné měřítko a nulový bod. Hodnoty K v rozmezí 12 až 15 odpovídají přibližně M 4,5 až 6.[58] M (K), M(K), případně MK. označuje velikost M vypočítanou z energetické třídy K.[59]

Váhy velikosti tsunami

Zemětřesení, která generují tsunami, obvykle praskají relativně pomalu a dodávají více energie v delších obdobích (nižší frekvence), než se obvykle používá k měření velikostí. Jakékoli vychýlení ve spektrálním rozdělení může mít za následek větší nebo menší tsunami, než se očekávalo pro nominální velikost.[60] Stupnice velikosti tsunami, Mt, je založen na korelaci Katsuyuki Abe se zemětřesením seismický moment (M0 ) s amplitudou vln tsunami měřenou přílivovými měřidly.[61] Původně byl určen k odhadu velikosti historických zemětřesení, kde seizmická data chybí, ale existují údaje o přílivu a odlivu, korelaci lze zvrátit a předpovědět přílivovou výšku od velikosti zemětřesení.[62] (Nesmí být zaměňována s výškou přílivové vlny, nebo rozběh, což je efekt intenzity řízený místní topografií.) Za podmínek nízkého šumu lze předpovědět vlny tsunami pouhých 5 cm, což odpovídá zemětřesení M ~ 6,5.[63]

Další stupnicí zvláštního významu pro varování před vlnou tsunami je stupnice velikosti pláště, Mm.[64] Toto je založeno na Rayleighových vlnách, které pronikají do zemského pláště, a lze je určit rychle a bez úplné znalosti dalších parametrů, jako je hloubka zemětřesení.

Stupnice trvání a velikosti Coda

Hlavní článek: Velikost trvání zemětřesení

Md označuje různé stupnice, které odhadují velikost z doba trvání nebo délka některé části seismické vlnové řady. To je obzvláště užitečné pro měření místních nebo regionálních zemětřesení, jak silných zemětřesení, která by mohla způsobit seismometr mimo měřítko (problém dříve používaných analogových přístrojů), a zabraňující měření maximální amplitudy vln, a slabých zemětřesení, jejichž maximální amplituda není přesně měřeno. Dokonce i pro vzdálená zemětřesení poskytuje měření doby třesení (stejně jako amplitudy) lepší míru celkové energie zemětřesení. Měření doby trvání je začleněno do některých moderních měřítek, jako je M.wpd a mBC .[65]

MC váhy obvykle měří trvání nebo amplitudu části seismické vlny, coda.[66] Na krátké vzdálenosti (méně než ~ 100 km) mohou poskytnout rychlý odhad velikosti, než bude známa přesná poloha zemětřesení.[67]

Váhy makroseismické velikosti

Stupnice velikosti jsou obecně založeny na instrumentálním měření některých aspektů seismické vlny zaznamenaných na seismogramu. Tam, kde takové záznamy neexistují, lze velikost odhadnout ze zpráv o makroseismických událostech, jak je popisuje stupnice intenzity.[68]

Jeden přístup k tomu (vyvinutý Beno Gutenberg a Charles Richter v roce 1942[69]) se týká maximální pozorované intenzity (pravděpodobně je to nad epicentrem), označené Já0 (kapitál I s indexovanou nulou), do velikosti. Bylo doporučeno, aby byly označeny velikosti vypočítané na tomto základě Mw(Já0),[70] ale někdy jsou označeny obecnějšími Mslečna.

Dalším přístupem je vytvořit izoseismální mapa ukazující oblast, nad kterou byla daná úroveň intenzity cítit. Velikost "plstěné plochy" může také souviset s velikostí (na základě práce Frankel 1994 a Johnston 1996 ). Doporučený štítek pro takto odvozené veličiny je M0(An),[71] běžněji viditelný štítek je Mfa. Varianta, MLos Angeles, přizpůsobený Kalifornii a Havaji, odvozuje místní velikost (M.L) z velikosti oblasti ovlivněné danou intenzitou.[72] MJá (velké písmeno "Já", odlišeno od malých písmen v Mi) byl použit pro velikostní momenty odhadované z isoseismální intenzity počítáno na Johnston 1996.[73]

Špičková rychlost země (PGV) a Špičkové zrychlení terénu (PGA) jsou míry síly, která způsobuje destruktivní otřesy země.[74] V Japonsku poskytuje síť akcelerometrů se silným pohybem data PGA, která umožňují korelaci specifickou pro danou lokalitu s zemětřeseními různých velikostí. Tuto korelaci lze převrátit, aby se odhadl třes země na daném místě v důsledku zemětřesení dané velikosti v dané vzdálenosti. Z této mapy lze připravit mapu s pravděpodobným poškozením během několika minut po skutečném zemětřesení.[75]

Jiné stupnice velikosti

Bylo vyvinuto nebo navrženo mnoho stupnic velikosti zemětřesení, přičemž některé nikdy nezískaly široké přijetí a zůstaly pouze jako temné odkazy v historických katalozích zemětřesení. Byly použity jiné stupnice bez definitivního názvu, často označované jako „metoda Smitha (1965)“ (nebo podobný jazyk), přičemž autoři svou metodu často revidovali. Kromě toho se seizmologické sítě liší v tom, jak měří seismogramy. Pokud podrobnosti o tom, jak byla stanovena velikost, nejsou známy, katalogy určí měřítko jako neznámý (různě Unk, Uknnebo Spojené království). V takových případech se velikost považuje za obecnou a přibližnou.

An Mh Štítek („ručně určená velikost“) byl použit tam, kde je velikost příliš malá nebo jsou data příliš špatná (obvykle z analogového zařízení), aby bylo možné určit místní velikost, nebo více rázů nebo kulturní šum záznamy komplikuje. The Jižní Kalifornie seismická síť používá tuto „velikost“, když data nesplňují kritéria kvality.[76]

Zvláštní případ je Seismicita Země katalog Gutenberg & Richter (1954). Oslavován jako milník jako komplexní globální katalog zemětřesení s jednotně vypočítanými velikostmi,[77] nikdy nezveřejnili všechny podrobnosti toho, jak určovali tyto veličiny.[78] V důsledku toho, zatímco některé katalogy označují tyto veličiny jako MGR, ostatní používají Spojené království (ve smyslu „výpočetní metoda neznámá“).[79] Následná studie našla mnoho z M.s hodnoty, které mají být „značně nadhodnoceny“.[80] Další studie zjistila, že většina MGR magnitudy "jsou v podstatě Ms pro velké otřesy mělčí než 40 km, ale jsou v zásadě mB pro velké otřesy v hloubkách 40–60 km. “[81] Gutenberg a Richter také použili kurzívu, tučně "M bez dolního indexu "[82] - také se používá jako obecná velikost a nesmí být zaměňována s tučným kurzívou M používá velikost momentu - a „jednotná velikost“ m (tučně přidáno).[83] Zatímco tyto pojmy (s různými úpravami) byly používány ve vědeckých článcích do 70. let,[84] nyní mají pouze historický význam. Obyčejné (kurzíva, tučně) velké písmeno „M“ bez dolního indexu se často používá k obecnému označení velikosti, kde není důležitá přesná hodnota nebo použitá konkrétní stupnice.

Viz také

Poznámky

  1. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 37. Vztah mezi velikostí a uvolněnou energií je komplikovaný. Podrobnosti viz §3.1.2.5 a §3.3.3.
  2. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.1.2.1.
  3. ^ Bolt 1993, str. 164 a násl.
  4. ^ Bolt 1993, s. 170–171.
  5. ^ Bolt 1993, str. 170.
  6. ^ Vidět Bolt 1993, Kapitoly 2 a 3, za velmi čitelné vysvětlení těchto vln a jejich interpretace. Naleznete vynikající popis seismických vln J. R. Kayala tady.
  7. ^ Vidět Havskov & Ottemöller 2009, §1.4, s. 20–21, pro krátké vysvětlení, nebo MNSOP-2 EX 3.1 2012 pro technický popis.
  8. ^ Chung & Bernreuter 1980, str. 1.
  9. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 18.
  10. ^ IASPEI IS 3.3 2014, s. 2–3.
  11. ^ Kanamori 1983, str. 187.
  12. ^ Richter 1935, str. 7.
  13. ^ Spence, Sipkin & Choy 1989, str. 61.
  14. ^ Richter 1935, str. 5; Chung & Bernreuter 1980, str. 10. Následně předefinováno Hutton & Boore 1987 jako 10 mm pohybu pomocí M.L 3 zemětřesení na 17 km.
  15. ^ Chung & Bernreuter 1980, str. 1; Kanamori 1983, str. 187, obrázek 2.
  16. ^ Chung & Bernreuter 1980, str. ix.
  17. ^ „Politika velikosti zemětřesení USGS“ pro hlášení velikosti zemětřesení veřejnosti, jak ji formuloval Pracovní skupina USGS Earthquake Magnitude byl implementován 18. ledna 2002 a zveřejněn na https://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php. Od té doby byl odstraněn; kopie je archivována na Wayback Machine a základní část lze nalézt tady.
  18. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4, s. 59.
  19. ^ Rautian & Leith 2002 158, 162.
  20. ^ Viz datový list 3.1 v NMSOP-2 pro částečnou kompilaci a odkazy.
  21. ^ Katsumata 1996; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.7, s. 78; Doi 2010.
  22. ^ Bormann & Saul 2009, str. 2478.
  23. ^ Viz také obrázek 3.70 v NMSOP-2.
  24. ^ Havskov & Ottemöller 2009, str. 17.
  25. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 37; Havskov & Ottemöller 2009, §6.5. Viz také Abe 1981.
  26. ^ Havskov & Ottemöller 2009, str. 191.
  27. ^ Bormann & Saul 2009, str. 2482.
  28. ^ MNSOP-2 / IASPEI IS 3.3 2014, §4.2, s. 15–16.
  29. ^ Kanamori 1983, str. 189, 196; Chung & Bernreuter 1980, str. 5.
  30. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 37,39; Bolt (1993, s. 88–93) to podrobně zkoumá.
  31. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 103.
  32. ^ IASPEI IS 3.3 2014, str. 18.
  33. ^ Nuttli 1983, str. 104; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 103.
  34. ^ IASPEI / NMSOP-2 IS 3.2 2013, str. 8.
  35. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.4. Dolní index „g“ označuje granitickou vrstvu, skrz kterou LG vlny se šíří. Chen & Pomeroy 1980, str. 4. Viz také J. R. Kayal, „Seismické vlny a umístění zemětřesení“, tady, strana 5.
  36. ^ Nuttli 1973, str. 881.
  37. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.4.
  38. ^ Havskov & Ottemöller 2009, s. 17–19. Viz zejména obrázek 1-10.
  39. ^ Gutenberg 1945a; na základě práce od Gutenberg & Richter 1936.
  40. ^ Gutenberg 1945a.
  41. ^ Kanamori 1983, str. 187.
  42. ^ Stover & Coffman 1993, str. 3.
  43. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 81–84.
  44. ^ MNSOP-2 DS 3.1 2012, str. 8.
  45. ^ Bormann a kol. 2007, str. 118.
  46. ^ Rautian & Leith 2002, s. 162, 164.
  47. ^ Standardní vzorec IASPEI pro odvození velikosti momentu od seismického momentu je
    Mw  = (2/3) (log M0  – 9.1). Vzorec 3,68 palce Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 125.
  48. ^ Anderson 2003, str. 944.
  49. ^ Havskov & Ottemöller 2009, str. 198
  50. ^ Havskov & Ottemöller 2009, str. 198; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 22.
  51. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 23
  52. ^ NMSOP-2 IS 3.6 2012, §7.
  53. ^ Vidět Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.7.2 pro rozšířenou diskusi.
  54. ^ NMSOP-2 IS 3.6 2012, §5.
  55. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, str. 131.
  56. ^ Rautian a kol. 2007, str. 581.
  57. ^ Rautian a kol. 2007; NMSOP-2 IS 3.7 2012; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.6.
  58. ^ Bindi a kol. 2011, str. 330. Další vzorce regrese pro různé oblasti najdete v Rautian a kol. 2007, Tabulky 1 a 2. Viz také IS 3.7 2012, str. 17.
  59. ^ Rautian & Leith 2002, str. 164.
  60. ^ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.6.7, s. 124.
  61. ^ Abe 1979; Abe 1989, str. 28. Přesněji Mt je založen na amplitudách vln tsunami ve vzdáleném poli, aby se předešlo komplikacím, ke kterým dochází poblíž zdroje. Abe 1979, str. 1566.
  62. ^ Blackford 1984, str. 29.
  63. ^ Abe 1989, str. 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, s. 71–72.
  68. ^ Musson & Cecić 2012, str. 2.
  69. ^ Gutenberg & Richter 1942.
  70. ^ Grünthal 2011, str. 240.
  71. ^ Grünthal 2011, str. 240.
  72. ^ Stover & Coffman 1993, str. 3.
  73. ^ Engdahl & Villaseñor 2002.
  74. ^ Makris & Black 2004, str. 1032.
  75. ^ Doi 2010.
  76. ^ Hutton, Woessner & Haukson 2010, str. 431, 433.
  77. ^ NMSOP-2 IS 3.2, s. 1–2.
  78. ^ Abe 1981, str. 74; Engdahl & Villaseñor 2002, str. 667.
  79. ^ Engdahl & Villaseñor 2002, str. 688.
  80. ^ Abe & Noguchi 1983.
  81. ^ Abe 1981, str. 72.
  82. ^ Definováno jako „vážený průměr mezi MB a MS." Gutenberg & Richter 1956a, str. 1.
  83. ^ „Na Pasadeně se bere vážený průměr mS jak bylo zjištěno přímo z vln těla, a mS, odpovídající hodnota odvozená z MS ...." Gutenberg & Richter 1956a, str. 2.
  84. ^ Např., Kanamori 1977.

Zdroje

  • Abe, K. (duben 1979), „Velikost velkých zemětřesení v letech 1837 - 1874 odvozená z údajů o tsunami“, Journal of Geophysical Research, 84 (B4): 1561–1568, Bibcode:1979JGR .... 84.1561A, doi:10.1029 / JB084iB04p01561.
  • Chung, D. H .; Bernreuter, D. L. (1980), Regionální vztahy mezi stupnicemi velikosti zemětřesení., OSTI  5073993, NUREG / CR-1457.
  • Frankel, A. (1994), „Důsledky vztahů plstěné plochy a velikosti pro měřítko zemětřesení a průměrnou frekvenci vnímatelného pohybu země“, Bulletin of Seismological Society of America, 84 (2): 462–465.
  • Gutenberg, B .; Richter, C. F. (1936), „O seismických vlnách (třetí práce)“, Gerlands Beiträge zur Geophysik, 47: 73–131.
  • Gutenberg, B .; Richter, C. F. (1942), „Velikost, intenzita, energie a zrychlení zemětřesení“, Bulletin of Seismological Society of America: 163–191, ISSN  0037-1106.
  • Gutenberg, B .; Richter, C. F. (1954), Seismicita Země a související jevy (2. vyd.), Princeton University Press, 310s.
  • Katsumata, A. (June 1996), "Comparison of magnitudes estimated by the Japan Meteorological Agency with moment magnitudes for intermediate and deep earthquakes.", Bulletin of 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).
  • Nuttli, O. W. (April 1983), "Average seismic source-parameter relations for mid-plate earthquakes", Bulletin of Seismological Society of America, 73 (2): 519–535.

externí odkazy