Seismiske størrelsesskalaer -Seismic magnitude scales

Del af en serie om
Jordskælv
Jordskælv - The Noun Project.svg
Typer
Årsager
Egenskaber
Måling
Forudsigelse
Andre emner

Seismiske størrelsesskalaer bruges til at beskrive den samlede styrke eller "størrelse" af et jordskælv . Disse skelnes fra seismiske intensitetsskalaer, der kategoriserer intensiteten eller sværhedsgraden af ​​jordrystelser (skælv) forårsaget af et jordskælv på et givet sted. Størrelser bestemmes normalt ud fra målinger af et jordskælvs seismiske bølger som registreret på et seismogram . Størrelsesskalaerne varierer alt efter, hvilket aspekt af de seismiske bølger der måles, og hvordan de måles. Forskellige størrelsesskalaer er nødvendige på grund af forskelle i jordskælv, den tilgængelige information og de formål, som størrelserne bruges til.

Jordskælvets størrelse og jordrystende intensitet

Jordskorpen belastes af tektoniske kræfter. Når denne spænding bliver stor nok til at bryde skorpen eller til at overvinde friktionen, der forhindrer en blok af skorpen i at glide forbi en anden, frigives energi, noget af det i form af forskellige slags seismiske bølger, der forårsager jordrystelser, eller rystende.

Magnitude er et skøn over den relative "størrelse" eller styrke af et jordskælv og dermed dets potentiale for at forårsage jordrystelser. Det er "omtrent relateret til den frigivne seismiske energi."

Isoseismalt kort for jordskælvet i Illinois i 1968 . Den uregelmæssige fordeling af rystelser skyldes variationer i geologi og/eller jordforhold.

Intensitet refererer til styrken eller kraften af ​​rystelser på et givet sted og kan relateres til jordens højeste hastighed. Med et isoseismalt kort over de observerede intensiteter (se illustration) kan et jordskælvs størrelse estimeres ud fra både den maksimale observerede intensitet (normalt, men ikke altid nær epicentret ), og ud fra omfanget af det område, hvor jordskælvet blev mærket.

Intensiteten af ​​lokale jordrystelser afhænger af flere faktorer udover jordskælvets størrelse, en af ​​de vigtigste er jordbundsforholdene. For eksempel kan tykke lag af blød jord (såsom fyld) forstærke seismiske bølger, ofte i betydelig afstand fra kilden, mens sedimentære bassiner ofte vil give genlyd, hvilket øger varigheden af ​​rystning. Det er derfor, i Loma Prieta-jordskælvet i 1989 , var Marina-distriktet i San Francisco et af de mest beskadigede områder, selvom det var næsten 100 km fra epicentret. Geologiske strukturer var også vigtige, såsom hvor seismiske bølger, der passerede under den sydlige ende af San Francisco-bugten, reflekterede fra bunden af ​​jordskorpen mod San Francisco og Oakland. En lignende effekt kanaliserede seismiske bølger mellem de andre store forkastninger i området.

Størrelsesskalaer

Typisk seismogram. De kompressive P-bølger (følger de røde linjer) - i det væsentlige lyd, der passerer gennem sten - er de hurtigste seismiske bølger og ankommer først, typisk efter omkring 10 sekunder for et jordskælv omkring 50 km væk. De sidelæns-rystende S-bølger (følger de grønne linjer) ankommer nogle sekunder senere og rejser lidt over halvdelen af ​​P-bølgernes hastighed; forsinkelsen er en direkte indikation af afstanden til skælvet. S-bølger kan tage en time at nå et punkt 1000 km væk. Begge disse er kropsbølger , der passerer direkte gennem jordskorpen. Efter S-bølgerne følger forskellige former for overfladebølger – kærlighedsbølger og Rayleigh-bølger – som kun rejser på jordens overflade. Overfladebølger er mindre for dybe jordskælv, som har mindre interaktion med overfladen. For lavvandede jordskælv – mindre end omkring 60 km dybe – er overfladebølgerne stærkere og kan vare flere minutter; disse bærer det meste af jordskælvets energi og forårsager de mest alvorlige skader.

Et jordskælv udstråler energi i form af forskellige slags seismiske bølger , hvis karakteristika afspejler arten af ​​både bruddet og jordskorpen, bølgerne rejser igennem. Bestemmelse af et jordskælvs størrelse involverer generelt at identificere specifikke typer af disse bølger på et seismogram og derefter måle en eller flere karakteristika for en bølge, såsom dens timing, orientering, amplitude, frekvens eller varighed. Der foretages yderligere justeringer for afstand, type skorpe og egenskaberne for den seismograf , der optog seismogrammet.

De forskellige størrelsesskalaer repræsenterer forskellige måder at udlede størrelsen på fra sådan information, som er tilgængelig. Alle størrelsesskalaer bevarer den logaritmiske skala som udtænkt af Charles Richter, og er justeret, så mellemområdet omtrentlig korrelerer med den oprindelige "Richter"-skala.

De fleste størrelsesskalaer er baseret på målinger af kun en del af et jordskælvs seismiske bølgetog og er derfor ufuldstændige. Dette resulterer i systematisk undervurdering af størrelsen i visse tilfælde, en tilstand kaldet mætning .

Siden 2005 har International Association of Seismology and Physics of the Earth's Interior (IASPEI) standardiseret måleprocedurerne og ligningerne for de vigtigste størrelsesskalaer, M L  , M s  , mb , mB og mb Lg  .

"Richter" størrelsesskala

Hovedartikel: Richter-skalaen

Den første skala til måling af jordskælvs størrelse, udviklet i 1935 af Charles F. Richter og populært kendt som "Richter"-skalaen, er faktiskLokal størrelsesskala ,mærke ML eller ML . Richter etablerede to træk, der nu er fælles for alle størrelsesskalaer.

  1. For det første er skalaen logaritmisk, således at hver enhed repræsenterer en ti gange stigning i amplituden af ​​de seismiske bølger. Da energien af ​​en bølge er proportional med A1,5 , hvor A betegner amplituden, repræsenterer hver størrelsesenhed en 10 1,5 ≈32 gange stigning i den seismiske energi (styrke) af et jordskælv.
  2. For det andet definerede Richter vilkårligt nulpunktet på skalaen til at være det sted, hvor et jordskælv i en afstand på 100 km foretager en maksimal horisontal forskydning på 0,001 millimeter (1 µm eller 0,00004 in.) på et seismogram optaget med en Wood-Anderson torsionsseismograf  [ pt ] . Efterfølgende størrelsesskalaer kalibreres til at være omtrent i overensstemmelse med den originale "Richter" (lokal) skala omkring størrelsesorden 6.

Alle "Local" (ML) størrelser er baseret på den maksimale amplitude af jordens rystelser, uden at skelne mellem de forskellige seismiske bølger. De undervurderer styrken:

  • af fjerne jordskælv (over ~600 km) på grund af dæmpning af S-bølgerne,
  • af dybe jordskælv , fordi overfladebølgerne er mindre, og
  • af kraftige jordskælv (over M ~7), fordi de ikke tager højde for rystelsernes varighed.

Den oprindelige "Richter"-skala, udviklet i den geologiske kontekst af det sydlige Californien og Nevada, viste sig senere at være unøjagtig for jordskælv i de centrale og østlige dele af kontinentet (overalt øst for Rocky Mountains ) på grund af forskelle i den kontinentale skorpe . Alle disse problemer foranledigede udviklingen af ​​andre skalaer.

De fleste seismologiske myndigheder, såsom United States Geological Survey , rapporterer jordskælvsstørrelser over 4,0 som momentmagnitude (nedenfor), som pressen beskriver som "Richter magnitude".

Andre "lokale" størrelsesskalaer

Richters oprindelige "lokale" skala er blevet tilpasset til andre lokaliteter. Disse kan være mærket "ML" eller med små bogstaver " " , lenten Ml eller M. l(Ikke at forveksle med den russiske overfladebølge MLH-skala.) Hvorvidt værdierne er sammenlignelige afhænger af, om de lokale forhold er blevet tilstrækkeligt bestemt og formlen passende justeret.

Japan Meteorological Agency størrelsesskala

Hovedartikel: Japan Meteorological Agency størrelsesskala

I Japan, for lavvandede (dybde < 60 km) jordskælv inden for 600 km, beregner det japanske meteorologiske agentur en størrelsesorden mærket MJMA , M JMA eller MJ . (Disse må ikke forveksles med momentstørrelser JMA-beregninger, som er mærket Mw (JMA) eller M (JMA) , og heller ikke med Shindo-intensitetsskalaen .) JMA-størrelser er baseret (som typisk med lokale skalaer) på den maksimale amplitude på jordens bevægelse; de stemmer "ret godt" med den seismiske momentstørrelse Mw   i området 4,5 til 7,5, men undervurderer større størrelser.

Kropsbølge størrelsesskalaer

Hovedartikel: Kropsbølgestørrelse

Kropsbølger består af P-bølger , der er de første, der ankommer (se seismogram), eller S-bølger eller refleksioner af begge. Kropsbølger rejser direkte gennem sten.

mB skala

Den oprindelige "kropsbølgestørrelse" – mB eller m B (store bogstaver "B") – blev udviklet af Gutenberg ( 1945b , 1945c ) og Gutenberg & Richter (1956) for at overvinde afstands- og størrelsesbegrænsningerne for M L -   skalaen, der er iboende i brugen af ​​overfladebølger. mB er baseret på P- og S-bølgerne, målt over en længere periode, og mættes først omkring M 8. Den er dog ikke følsom over for hændelser mindre end omkring M 5,5. Brug af mB som oprindeligt defineret er stort set blevet opgivet, nu erstattet af den standardiserede mB BB - skala.  

mb skala

mb- eller mb -skalaen (små bogstaver " m " og " b ") ligner mB , men bruger kun P-bølger målt i de første få sekunder på en specifik model af korttidsseismograf. Det blev introduceret i 1960'erne med etableringen af ​​World-Wide Standardized Seismograph Network (WWSSN); den korte periode forbedrer detektion af mindre hændelser og skelner bedre mellem tektoniske jordskælv og underjordiske atomeksplosioner.

Måling af mb har ændret sig flere gange. Som oprindeligt defineret af Gutenberg (1945c) var m b baseret på den maksimale amplitude af bølger i de første 10 sekunder eller mere. Længden af ​​perioden påvirker dog den opnåede størrelse. Tidlig USGS/NEIC-praksis var at måle mb i det første sekund (kun de første par P-bølger), men siden 1978 målte de de første tyve sekunder. Den moderne praksis er at måle kortperiode mb skala på mindre end tre sekunder, mens bredbånd mB BB  skala måles i perioder på op til 30 sekunder.

mb Lg skala

Forskelle i skorpen under Nordamerika øst for Rocky Mountains gør dette område mere følsomt over for jordskælv. Vist her: New Madrid-jordskælvet i 1895, M ~6, blev mærket gennem det meste af det centrale USA, mens Northridge-skælvet i 1994 , skønt næsten ti gange stærkere ved M 6,7, kun blev mærket i det sydlige Californien. Fra USGS Fact Sheet 017–03.

Den regionale mb Lg -skala – også betegnet mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn og m N – blev udviklet af Nuttli (1973) til et problem, som den oprindelige ML - skala ikke kunne håndtere: hele Nordamerika øst for Rocky Bjerge . M L - skalaen blev udviklet i det sydlige Californien, som ligger på blokke af oceanisk skorpe, typisk basalt eller sedimentær sten, som er blevet tilført kontinentet. Øst for Rockies er kontinentet en kraton , en tyk og stort set stabil masse af kontinental skorpe, der stort set er granit , en hårdere sten med forskellige seismiske karakteristika. I dette område giver M L - skalaen unormale resultater for jordskælv, som ved andre mål syntes at svare til jordskælv i Californien.

Nuttli løste dette ved at måle amplituden af ​​kortperiode (~1 sek.) Lg-bølger, en kompleks form af Love-bølgen , som han, selv om det var en overfladebølge, gav et resultat, der var tættere relateret til mb-skalaen end M s.   vægt. Lg-bølger dæmpes hurtigt langs enhver oceanisk vej, men forplanter sig godt gennem den granitiske kontinentalskorpe, og Mb Lg bruges ofte i områder med stabil kontinentalskorpe; det er især nyttigt til at opdage underjordiske atomeksplosioner.

Overflade-bølge størrelsesskalaer

Hovedartikel: Overfladebølgestørrelse

Overfladebølger udbreder sig langs jordens overflade og er primært enten Rayleigh-bølger eller Love-bølger . For lavvandede jordskælv bærer overfladebølgerne det meste af jordskælvets energi og er de mest ødelæggende. Dybere jordskælv, der har mindre interaktion med overfladen, producerer svagere overfladebølger.

Overfladebølgestørrelsesskalaen, forskelligt betegnet som Ms , M S , og M s , er baseret på en procedure udviklet af Beno Gutenberg i 1942 til måling af lavvandede jordskælv stærkere eller fjernere end Richters oprindelige skala kunne klare. Det målte især amplituden af ​​overfladebølger (som generelt producerer de største amplituder) i en periode på "ca. 20 sekunder". M s -   skalaen stemmer omtrent overens med M L   ved ~6 og divergerer derefter med så meget som en halv størrelsesorden. En revision af Nuttli (1983) , nogle gange mærket M Sn , måler kun bølger af det første sekund.

En modifikation – "Moskva-Prag-formlen" – blev foreslået i 1962 og anbefalet af IASPEI i 1967; dette er grundlaget for den standardiserede M s20 - skala ( Ms_20 , M s (20) ). En "bredbånds" variant ( Ms_BB , Ms ( BB) ) måler den største hastighedsamplitude i Rayleigh-bølgetoget i perioder op til 60 sekunder. M S7 skalaen brugt i Kina er en variant af M s kalibreret til brug med den kinesisk-fremstillede "type 763" langtidsseismograf.

MLH - skalaen, der bruges i nogle dele af Rusland, er faktisk en overfladebølgestørrelse.

Momentstørrelse og energistørrelse skalaer

Hovedartikel: Momentstørrelsesskala

Andre størrelsesskalaer er baseret på aspekter af seismiske bølger, der kun indirekte og ufuldstændigt afspejler et jordskælvs kraft, involverer andre faktorer og generelt er begrænset i en vis henseende med hensyn til størrelse, brændvidde eller afstand. Momentstørrelsesskalaen – Mw eller Mw – udviklet af Kanamori (1977) og Hanks & Kanamori (1979) , er baseret på et jordskælvs seismiske moment , M 0 , et mål for, hvor meget arbejde et jordskælv udfører ved at glide et stykke klippe forbi endnu et stenstykke. Seismisk moment måles i Newton-meter (N • m eller Nm) i SI- målesystemet eller dyn-centimeter (dyn-cm) i det ældre CGS -system. I det enkleste tilfælde kan momentet beregnes ved kun at kende mængden af ​​slip, arealet af overfladen, der er sprængt eller skredet, og en faktor for modstanden eller friktionen. Disse faktorer kan estimeres for en eksisterende forkastning for at bestemme størrelsen af ​​tidligere jordskælv, eller hvad der kan forventes i fremtiden.

Et jordskælvs seismiske moment kan estimeres på forskellige måder, som er baserne for M wb , Mw , M wc , M ww , Mwp , M i og M wpd skalaerne , alle undertyper af den generiske Mw skala. Se Momentstørrelsesskala § Undertyper for detaljer.

Seismisk moment anses for at være det mest objektive mål for et jordskælvs "størrelse" i forhold til den samlede energi. Det er dog baseret på en simpel model for brud og på visse forenklede antagelser; den antager forkert, at andelen af ​​energi, der udstråles som seismiske bølger, er den samme for alle jordskælv.

Meget af et jordskælvs samlede energi målt ved Mw   spredes som friktion (hvilket resulterer i opvarmning af skorpen). Et jordskælvs potentiale til at forårsage kraftig jordrystning afhænger af den forholdsvis lille del af energi, der udstråles som seismiske bølger, og er bedre målt på energistørrelsesskalaen , M e . Andelen af ​​den samlede energi, der udstråles som seismiske bølger, varierer meget afhængigt af fokalmekanisme og tektonisk miljø; M e   og M w   for meget lignende jordskælv kan afvige med så meget som 1,4 enheder.

På trods af anvendeligheden af ​​M e   -skalaen bruges den generelt ikke på grund af vanskeligheder med at estimere den udstrålede seismiske energi.

To jordskælv adskiller sig meget i skaderne

I 1997 var der to store jordskælv ud for Chiles kyst. Størrelsen af ​​den første, i juli, blev anslået til M w  6,9, men var knap nok at mærke, og kun tre steder. I oktober blev et Mw  7.1-skælv næsten samme sted, men dobbelt så dybt og med en anden form for fejl, mærket over et bredt område, såret over 300 mennesker og ødelagt eller alvorligt beskadiget over 10.000 huse. Som det kan ses i nedenstående tabel, afspejles denne forskel i skader ikke i hverken momentstørrelsen ( Mw ) eller  overfladebølgestørrelsen (Ms  ). Kun når størrelsen måles på basis af kropsbølgen (mb ) eller den seismiske energi (M e  ), er der en forskel, der kan sammenlignes med forskellen i skade.

Dato ISC # Lat. Lang. Dybde Skade M s  M w  mb  M e  Type fejl
06 juli 1997 1035633 −30.06 −71,87 23 km Knap mærket 6.5 6.9 5.8 6.1 mellempladetryk
15. oktober 1997 1047434 −30.93 −71,22 58 km Stor 6.8 7.1 6.8 7.5 intraslab-normal
Forskel: 0,3 0,2 1.0 1.4

Omarrangeret og tilpasset fra tabel 1 i Choy, Boatwright & Kirby 2001 , s. 13. Ses også i IS 3.6 2012 , s. 7.

Energiklasse ( K -klasse) skala

Hovedartikel: Energiklasse

K (fra det russiske ord класс, "klasse", i betydningen en kategori) er et mål for jordskælvets størrelse i energiklassen eller K-klassesystemet , udviklet i 1955 af sovjetiske seismologer i den afsidesliggende Garm-region ( Tadjikistan ). Centralasien; i revideret form bruges den stadig til lokale og regionale jordskælv i mange stater, der tidligere var på linje med Sovjetunionen (inklusive Cuba). Baseret på seismisk energi (K = log E S , i Joules ) førte vanskeligheder med at implementere den ved hjælp af datidens teknologi til revisioner i 1958 og 1960. Tilpasning til lokale forhold har ført til forskellige regionale K-skalaer, såsom K F og K S. _

K-værdier er logaritmiske, svarende til Richter-stilstørrelser, men har en anden skalering og nulpunkt. K-værdier i intervallet 12 til 15 svarer tilnærmelsesvis til M 4,5 til 6. M(K) , M (K) , eller muligvis M K angiver en størrelse M beregnet ud fra en energiklasse K.

Tsunami-skalaer

Jordskælv, der genererer tsunamier, brister generelt relativt langsomt og leverer mere energi i længere perioder (lavere frekvenser) end normalt bruges til at måle størrelsesordenen. Enhver skævhed i spektralfordelingen kan resultere i større eller mindre tsunamier end forventet for en nominel størrelse. Tsunamiens størrelsesskala, M t , er baseret på en korrelation fra Katsuyuki Abe af jordskælvets seismiske moment (M 0  ) med amplituden af ​​tsunamibølger målt ved tidevandsmålere. Oprindeligt beregnet til at estimere størrelsen af ​​historiske jordskælv, hvor seismiske data mangler, men tidevandsdata findes, kan korrelationen vendes for at forudsige tidevandshøjden ud fra jordskælvets størrelse. (Ikke at forveksle med højden af ​​en flodbølge eller opløb , som er en intensitetseffekt styret af lokal topografi.) Under støjsvage forhold kan tsunamibølger så små som 5 cm forudsiges, svarende til et jordskælv af M ~6,5.

En anden skala af særlig betydning for tsunamivarsler er mantelstørrelsesskalaen, M m . Dette er baseret på Rayleigh-bølger, der trænger ind i jordens kappe, og kan bestemmes hurtigt, og uden fuldstændig viden om andre parametre såsom jordskælvets dybde.

Varighed og Coda-størrelsesskalaer

Hovedartikel: Jordskælvets varighed

M d betegner forskellige skalaer, der estimerer størrelsen ud fra varigheden eller længden af ​​en del af det seismiske bølgetog. Dette er især nyttigt til måling af lokale eller regionale jordskælv, både kraftige jordskælv, der kan drive seismometeret ud af skalaen (et problem med de tidligere anvendte analoge instrumenter) og forhindre måling af den maksimale bølgeamplitude og svage jordskælv, hvis maksimale amplitude ikke er nøjagtigt målt. Selv for fjerne jordskælv giver måling af rystelsens varighed (såvel som amplituden) et bedre mål for jordskælvets samlede energi. Måling af varighed er inkorporeret i nogle moderne skalaer, såsom M wpd   og mB c  .

M c -skalaer måler normalt varigheden eller amplituden af ​​en del af den seismiske bølge, codaen . For korte afstande (mindre end ~100 km) kan disse give et hurtigt estimat af størrelsen, før jordskælvets nøjagtige placering er kendt.

Makroseismiske størrelsesskalaer

Magnitudeskalaer er generelt baseret på instrumentel måling af et eller andet aspekt af den seismiske bølge som registreret på et seismogram. Hvor sådanne registreringer ikke eksisterer, kan størrelser estimeres ud fra rapporter om de makroseismiske hændelser, såsom beskrevet af intensitetsskalaer.

En tilgang til at gøre dette (udviklet af Beno Gutenberg og Charles Richter i 1942) relaterer den maksimale observerede intensitet (formodentlig er dette over epicentret), betegnet I 0 (hovedst. I med et underskrevet nul), til størrelsen. Det er blevet anbefalet, at størrelser beregnet på dette grundlag mærkes M w (I 0 ) , men nogle gange mærkes med en mere generisk M ms .

En anden tilgang er at lave et isoseismalt kort , der viser det område, over hvilket et givet intensitetsniveau mærkes. Størrelsen af ​​"filtområdet" kan også relateres til størrelsen (baseret på arbejdet fra Frankel 1994 og Johnston 1996 ). Mens den anbefalede etiket for størrelser afledt på denne måde er M 0 (An) , er den mere almindeligt sete etiket Mfa . En variant, M La , tilpasset Californien og Hawaii, udleder den lokale størrelse (ML ) fra størrelsen af ​​det område, der påvirkes af en given intensitet. MI (stort bogstav " I", adskilt fra det lille bogstav i M i) er blevet brugt til momentstørrelser estimeret ud fra isoseismale intensiteter beregnet pr. Johnston 1996 .

Peak ground speed (PGV) og Peak ground acceleration (PGA) er mål for den kraft, der forårsager ødelæggende jordrystning. I Japan leverer et netværk af stærkbevægelsesaccelerometre PGA-data, der tillader stedspecifik korrelation med jordskælv af forskellig størrelse. Denne korrelation kan inverteres for at estimere jordens rystelser på det sted på grund af et jordskælv af en given størrelsesorden i en given afstand. Fra dette kan et kort, der viser områder med sandsynlige skader, udarbejdes inden for få minutter efter et faktisk jordskælv.

Andre størrelsesskalaer

Mange jordskælvsstørrelsesskalaer er blevet udviklet eller foreslået, hvor nogle aldrig opnår bred accept og kun forbliver som obskure referencer i historiske jordskælvskataloger. Andre skalaer er blevet brugt uden et bestemt navn, ofte omtalt som "the method of Smith (1965)" (eller lignende sprog), hvor forfatterne ofte reviderer deres metode. Oven i dette varierer seismologiske netværk med hensyn til, hvordan de måler seismogrammer. Hvor detaljerne om, hvordan en størrelse er blevet bestemt, er ukendte, vil kataloger angive skalaen som ukendt (forskelligt Unk , Ukn eller UK ). I sådanne tilfælde betragtes størrelsen som generisk og omtrentlig.

En M h ("magnitude bestemt i hånden") er blevet brugt, hvor størrelsen er for lille eller dataene for dårlige (typisk fra analogt udstyr) til at bestemme en lokal størrelse, eller flere stød eller kulturel støj komplicerer registreringerne. Southern California Seismic Network bruger denne " størrelse", hvor dataene ikke opfylder kvalitetskriterierne.

Et særligt tilfælde er Seismicity of the Earth- kataloget af Gutenberg & Richter (1954) . Hyldet som en milepæl som et omfattende globalt katalog over jordskælv med ensartet beregnede størrelser, publicerede de aldrig de fulde detaljer om, hvordan de bestemte disse størrelser. Mens nogle kataloger identificerer disse størrelser som MGR, bruger andre derfor UK ( som betyder "beregningsmetode ukendt"). Efterfølgende undersøgelse viste, at mange af M s   -værdierne var "betydeligt overvurderet." Yderligere undersøgelser har fundet ud af, at de fleste af MGR-   størrelserne "dybest set er M s   for store stød, der er lavere end 40 km, men dybest set er mB for store stød i dybder på 40-60 km." Gutenberg og Richter brugte også en kursiv, ikke-fed " M uden underskrift" - også brugt som en generisk størrelse, og ikke at forveksle med den fed, ikke-kursive M , der bruges til momentstørrelse - og en "forenet størrelse" m ( fed tilføjet). Mens disse udtryk (med forskellige justeringer) blev brugt i videnskabelige artikler ind i 1970'erne, er de nu kun af historisk interesse. Et almindeligt (ikke-kursiv, ikke-fed) stort "M" uden subscript bruges ofte til at referere til størrelsen generisk, hvor en nøjagtig værdi eller den specifikke skala, der anvendes, ikke er vigtig.

Se også

Noter

Kilder

  • Abe, K. (april 1979), "Størrelse af store jordskælv i 1837 – 1874 udledt af tsunamidata", Journal of Geophysical Research , 84 (B4): 1561–1568, Bibcode : 1979JGR ..84.1561A , doi 10.1029/JB084iB04p01561.
  • Bindi, D.; Parolai, S.; Oth, K.; Abdrakhmatov, A.; Muraliev, A.; Zschau, J. (oktober 2011), "Intensity prediction equations for Central Asia", Geophysical Journal International , 187 : 327–337, Bibcode : 2011GeoJI.187..327B , doi : 10.11311 /j.21416.05.
  • Bormann, P.; Saul, J. (2009), "Earthquake Magnitude" (PDF) , Encyclopedia of Complexity and Applied Systems Science , vol. 3, s. 2473-2496.
  • Chung, DH; Bernreuter, DL (1980), Regionale relationer blandt jordskælvsstørrelsesskalaer. , OSTI  5073993, NUREG/CR-1457.
  • Frankel, A. (1994), "Implications of felt area-magnitude relations for jordskælvsskalering og den gennemsnitlige frekvens af mærkbar jordbevægelse", Bulletin of the Seismological Society of America , 84 (2): 462-465.
  • Gutenberg, B.; Richter, CF (1936), "Om seismiske bølger (tredje papir)", Gerlands Beiträge zur Geophysik , 47 : 73–131.
  • Gutenberg, B.; Richter, CF (1942), "Jordskælvs størrelse, intensitet, energi og acceleration", Bulletin of the Seismological Society of America : 163-191, ISSN  0037-1106.
  • Gutenberg, B.; Richter, CF (1954), Seismicity of the Earth and Associated Phenomena (2. udgave), Princeton University Press, 310 s.
  • Katsumata, A. (juni 1996), "Sammenligning af størrelser estimeret af Japan Meteorological Agency med momentstørrelser for mellemliggende og dybe jordskælv." Bulletin of the Seismological Society of America , 86 (3): 832-842.
  • Makris, N.; Black, CJ (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, OW (april 1983), "Gennemsnitlige seismiske kilde-parameter-relationer for jordskælv på midterpladen", Bulletin of the Seismological Society of America , 73 (2): 519-535.

eksterne links