Шкалы сейсмической магнитуды - Seismic magnitude scales

Часть серия на
Землетрясения
  • Портал наук о Земле

Шкалы сейсмической магнитуды используются для описания общей прочности или «размера» землетрясение. Они отличаются от шкалы сейсмической интенсивности которые классифицируют интенсивность или тяжесть сотрясения (сотрясения) земли, вызванного землетрясением в данном месте. Магнитуды обычно определяются из измерений землетрясения. сейсмические волны как записано на сейсмограмма. Шкалы магнитуд различаются в зависимости от того, какой аспект сейсмических волн измеряется и как они измеряются. Необходимы разные шкалы магнитуд из-за различий в землетрясениях, доступной информации и целей, для которых эти магнитуды используются.

Магнитуда землетрясения и сила сотрясения земли

Земная кора подчеркнута тектонический силы. 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 виде различных видов сейсмических волн, вызывающих сотрясение земли или дрожь.

Величина это оценка относительного "размера" или силы землетрясение, и, следовательно, его потенциал для сотрясения земли. Это «приблизительно связано с высвобожденной сейсмической энергией».[1]

Изосейсмическая карта для 1968 г., Иллинойс, землетрясение. Неравномерное распределение сотрясений возникает из-за изменений геологии и / или условий грунта.

Интенсивность относится к силе или силе тряска в данном месте и может быть связано с пиковой путевой скоростью. С карта изосейсм наблюдаемых интенсивностей (см. иллюстрацию), магнитуда землетрясения может быть оценена как по максимальной наблюдаемой интенсивности (обычно, но не всегда вблизи эпицентр ), и от протяженности района, где ощущалось землетрясение.[2]

Интенсивность местных сотрясений зависит от нескольких факторов, помимо силы землетрясения,[3] одним из важнейших являются почвенные условия. Например, толстые слои мягкого грунта (например, насыпь) могут усиливать сейсмические волны, часто на значительном расстоянии от источника, в то время как осадочные бассейны часто резонируют, увеличивая продолжительность сотрясений. Вот почему в Землетрясение 1989 года в Лома-Приете, то Район Марина Сан-Франциско был одним из наиболее пострадавших районов, хотя и находился почти в 100 км от эпицентра.[4] Геологические структуры также были важны, например, там, где сейсмические волны, проходящие под южной оконечностью залива Сан-Франциско, отражались от основания земной коры в направлении Сан-Франциско и Окленда. Подобный эффект направил сейсмические волны между другими крупными разломами в этом районе.[5]

Шкалы величин

Типовая сейсмограмма. Сжимающий Зубцы P (следующие за красными линиями) - по сути, звук, проходящий через скалу - это самые быстрые сейсмические волны, которые приходят первыми, как правило, примерно через 10 секунд для землетрясений на расстоянии около 50 км. Боковое дрожание S-волны (следующие за зелеными линиями) прибывают через несколько секунд, двигаясь чуть более чем вдвое медленнее P-волн; задержка - прямое указание расстояния до землетрясения. Чтобы достичь точки в 1000 км, S-волнам может потребоваться час. Оба они объемные волны, которые проходят прямо через земную кору. За S-волнами следуют различные виды поверхностные волны – Волны любви и Волны Рэлея - которые путешествуют только по поверхности земли. Поверхностные волны меньше при глубоких землетрясениях, которые меньше взаимодействуют с поверхностью. При неглубоких землетрясениях - глубиной менее 60 км - поверхностные волны сильнее и могут длиться несколько минут; они несут большую часть энергии землетрясения и причиняют самый серьезный ущерб.

Землетрясение излучает энергию в виде различных видов сейсмические волны, характеристики которой отражают природу разрыва и земной коры, через которую проходят волны.[6] Определение магнитуды землетрясения обычно включает в себя определение конкретных видов этих волн на сейсмограмма, а затем измерение одной или нескольких характеристик волны, таких как время, ориентация, амплитуда, частота или длительность.[7] Дополнительные настройки сделаны для расстояния, вида корки и характеристик сейсмограф записал сейсмограмму.

Различные шкалы величин представляют разные способы получения величин из имеющейся информации. Все шкалы величин сохраняют логарифмическую шкалу, разработанную Чарльзом Рихтером, и настраиваются таким образом, чтобы средний диапазон приблизительно соответствовал исходной шкале «Рихтера».[8]

Большинство шкал магнитуд основаны на измерениях только части последовательности сейсмических волн землетрясения и поэтому являются неполными. В некоторых случаях это приводит к систематической недооценке величины, что называется насыщенность.[9]

С 2005 г. Международная ассоциация сейсмологии и физики недр Земли (IASPEI) стандартизировал процедуры измерения и уравнения для основных шкал величин ML , Мs , мб, мб и мбLG .[10]

Шкала звездных величин "Рихтера"

Основная статья: Шкала звездных величин Рихтера

Первая шкала для измерения магнитуд землетрясений, разработанная в 1935 г. Чарльз Ф. Рихтер и широко известная как шкала «Рихтера», на самом деле Шкала местной магнитуды, метка ML или же ML.[11] Рихтер установил две особенности, которые теперь являются общими для всех шкал величин. Во-первых, шкала является логарифмической, так что каждая единица представляет собой десятикратное увеличение амплитуда сейсмических волн.[12] Поскольку энергия волны 101.5 умноженная на его амплитуду, каждая единица величины представляет почти 32-кратное увеличение сейсмическая энергия (сила) землетрясения.[13]

Во-вторых, Рихтер произвольно определил нулевую точку шкалы как место, где землетрясение на расстоянии 100 км вызывает максимальное горизонтальное смещение 0,001 миллиметра (1 мкм, или 0,00004 дюйма) на сейсмограмме, записанной торсионным сейсмографом Вуда-Андерсона. .[14] Последующие шкалы звездных величин откалиброваны так, чтобы они приблизительно соответствовали исходной "шкале Рихтера" (местной) около 6 звездной величины.[15]

Все "Местные" (ML) магнитуды основаны на максимальной амплитуде сотрясения земли, без различения различных сейсмических волн. Недооценивают силу:

  • из далекие землетрясения (более ~ 600 км) из-за затухания S-волн,
  • из глубокие землетрясения потому что поверхностные волны меньше, и
  • из сильные землетрясения (более M ~ 7), так как не учитывают длительность встряхивания.

Первоначальная шкала «Рихтера», разработанная в геологическом контексте Южной Калифорнии и Невады, позже оказалась неточной для землетрясений в центральной и восточной частях континента (повсюду к востоку от скалистые горы ) из-за различий в континентальной коре.[16] Все эти проблемы побудили к разработке других шкал.

Большинство сейсмологических органов, таких как Геологическая служба США, сообщайте о землетрясениях с магнитудой выше 4,0 как моментная величина (ниже), который пресса описывает как «величину Рихтера».[17]

Прочие «местные» шкалы звездных величин

Первоначальный «местный» масштаб Рихтера был адаптирован для других местностей. Они могут быть помечены как "ML" или в нижнем регистре "л", либо Mл, или же Mл.[18] (Не путать с российской шкалой MLH для поверхностных волн.[19]Сопоставимость значений зависит от того, были ли адекватно определены местные условия и правильно ли скорректирована формула.[20]

Шкала звездных величин Японского метеорологического агентства

В Японии для неглубоких (глубиной <60 км) землетрясений в радиусе 600 км Японское метеорологическое агентство рассчитывает[21] величина помечена MJMA, MJMA, или же MJ. (Их не следует путать с моментными магнитудами, рассчитанными JMA, которые обозначены Mш(JMA) или M(JMA), ни с Шкала интенсивности Шиндо.) Величины JMA основаны (как и в случае с местными масштабами) на максимальной амплитуде колебаний грунта; они согласны "довольно хорошо"[22] с магнитудой сейсмического момента Mш в диапазоне от 4,5 до 7,5,[23] но недооценивают большие величины.

Шкалы магнитуды объемной волны

Объемные волны состоят из Зубцы P прибывшие первыми (см. сейсмограмму), или S-волны, или отражение того и другого. Объемные волны проходят прямо через скалу.[24]

шкала mB

Исходная «величина объемной волны» - мБ или же мB (верхний регистр "B") - разработан Гутенбергом (1945b, 1945c ) и Гутенберг и Рихтер (1956)[25] для преодоления ограничений расстояния и величины ML масштаб, присущий использованию поверхностных волн. mB основан на P- и S-волнах, измеренных за более длительный период, и не достигает насыщения примерно до M 8. Однако он не чувствителен к событиям, меньшим, чем M 5,5.[26] Использование mB в том виде, как оно было изначально определено, в значительной степени прекращено[27] теперь заменен стандартизированным мБBB  шкала.[28]

шкала mb

В мб или же мб шкала (строчные «m» и «b») аналогична mB, но использует только P-волны, измеренные в первые несколько секунд на конкретной модели короткопериодического сейсмографа.[29] Он был представлен в 1960-х годах с созданием Всемирная стандартизированная сеть 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] Как первоначально определено Гутенберг (1945c) мб был основан на максимальной амплитуде волн в первые 10 секунд и более. Однако продолжительность периода влияет на получаемую величину. Ранняя практика USGS / NEIC заключалась в том, чтобы измерять mb в первую секунду (только первые несколько P-волн[32]), но с 1978 года отмеряют первые двадцать секунд.[33] Современная практика заключается в измерении кратковременной шкалы мегабит менее трех секунд, в то время как широкополосная мБBB  шкала измеряется с периодичностью до 30 секунд.[34]

мбLG шкала

Различия в земной коре под Северной Америкой к востоку от Скалистых гор делают эту территорию более чувствительной к землетрясениям. Здесь показано: Ново-Мадридское землетрясение 1895 г. с М ~ 6 ощущалось на большей части центральной территории США, а землетрясение 1994 г. Землетрясение северного хребта, хотя почти в десять раз сильнее при М 6,7, ощущался только в южной Калифорнии. Из информационного бюллетеня USGS 017-03.

Региональный мбLG масштаб - также обозначается mb_Lg, mbLg, MLg (USGS), Mn, и мN - разработан Наттли (1973) для задачи исходное ML масштаб не выдержал: вся Северная Америка к востоку от скалистые горы. ИхL шкала была разработана в южной Калифорнии, которая лежит на блоках океанической коры, обычно базальт или осадочные породы, приросшие к континенту. К востоку от Скалистых гор находится континент. кратон, толстая и в основном стабильная масса континентальной коры, которая в основном гранит, более твердая порода с различными сейсмическими характеристиками. В этом районе ML шкала дает аномальные результаты для землетрясений, которые по другим параметрам казались эквивалентными землетрясениям в Калифорнии.

Нуттли решил эту проблему, измерив амплитуду короткопериодических (~ 1 сек) волн Lg,[35] сложная форма Волна любви который, хотя и является поверхностной волной, как он обнаружил, дает результат, более тесно связанный с масштабом mb, чем Ms шкала.[36] Волны Lg быстро затухают на любом пути океана, но хорошо распространяются через гранитную континентальную кору, а MbLG часто используется в районах со стабильной континентальной корой; это особенно полезно для обнаружения подземных ядерных взрывов.[37]

Шкалы магнитуд поверхностных волн

Основная статья: Величина поверхностной волны

Поверхностные волны распространяются по поверхности Земли и в основном либо Волны Рэлея или же Волны любви.[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 поверхностной волны, обозначаемая по-разному как РС, MS, и Ms, основан на методике, разработанной Бено Гутенбергом в 1942 г.[39] для измерения неглубоких землетрясений, более сильных или более далеких, чем могла выдержать оригинальная шкала Рихтера. Примечательно, что он измерял амплитуду поверхностных волн (которые обычно производят самые большие амплитуды) в течение периода «около 20 секунд».[40] Ихs масштаб примерно соответствует ML при ~ 6, то расходится на половину величины.[41] Редакция Наттли (1983), иногда обозначается MSn,[42] измеряет только волны первой секунды.

Модификация - «формула Москва-Прага» - была предложена в 1962 г. и рекомендована ИПГЭИ в 1967 г .; это основа стандартизированной Ms20 шкала (Ms_20, Ms(20)).[43] "Широкополосный" вариант (Ms_BB, Ms(BB)) измеряет максимальную амплитуду скорости в цуге волн Рэлея для периодов до 60 секунд.[44] В MS7 шкала, используемая в Китае, является вариантом Ms откалиброван для использования с долгопериодическим сейсмографом китайского производства тип 763.[45]

В MLH Шкала, используемая в некоторых частях России, на самом деле является величиной поверхностной волны.[46]

Шкалы величины момента и величины энергии

Основная статья: Шкала магнитуд момента

Другие шкалы магнитуды основаны на аспектах сейсмических волн, которые лишь косвенно и не полностью отражают силу землетрясения, включают другие факторы и обычно ограничены в некотором отношении магнитудой, глубиной очага или расстоянием. В шкала моментной магнитуды – Mw или же Mш - разработан Канамори (1977) и Хэнкс и Канамори (1979), основан на землетрясении сейсмический момент, M0, мера того, сколько работай землетрясение приводит к скольжению одного участка скалы мимо другого участка скалы.[47] Сейсмический момент измеряется в Ньютон-метры (Н • м или Нм) в Система СИ измерения, или дин-сантиметры (дин-см) в старшем CGS система. В простейшем случае момент можно рассчитать, зная только величину проскальзывания, площадь разрыва или проскальзывания 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.[48]

Сейсмический момент землетрясения можно оценить различными способами, которые являются основой Mwb, Mписать, MТуалет, Mww, MWP, Mя, и Mwpd шкалы, все подтипы общего Mш шкала. Видеть Шкала моментных величин § Подтипы для подробностей.

Сейсмический момент считается наиболее объективной мерой «размера» землетрясения с точки зрения общей энергии.[49] Однако он основан на простой модели разрыва и некоторых упрощающих допущениях; он неправильно предполагает, что доля энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, одинакова для всех землетрясений.[50]

Большая часть полной энергии землетрясения, измеренной с помощью Mш рассеивается в виде трения (что приводит к нагреванию корки).[51] Потенциал землетрясения вызвать сильное сотрясение земли зависит от сравнительно небольшой доли энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, и лучше измеряется на величина энергии шкала, Mе.[52] Доля общей энергии, излучаемой сейсмическими волнами, сильно варьируется в зависимости от механизма очага и тектонической среды;[53] Mе И мш для очень похожих землетрясений может отличаться на целых 1,4 единицы.[54]

Несмотря на полезность Mе шкалы, он обычно не используется из-за трудностей в оценке излучаемой сейсмической энергии.[55]

Два землетрясения, сильно различающиеся по нанесенному ущербу

В 1997 году у побережья Чили произошло два сильных землетрясения. Величина первой, июльской, оценивалась в Mш 6.9, но почти не ощущался, и только в трех местах. В октябре Мш Землетрясение силой 7.1 почти в том же месте, но в два раза глубже и по разному типу разлома, ощущалось на обширной территории, было ранено более 300 человек и разрушено или серьезно повреждено более 10 000 домов. Как видно из таблицы ниже, это несоответствие нанесенного ущерба не отражается ни на величине момента (Mш ) и магнитуды поверхностной волны (Ms ). Только когда магнитуду измеряют на основе объемной волны (mb) или сейсмической энергии (Mе ) есть ли разница, сопоставимая с разницей в повреждениях.

ДатаISC #Лат.Длинный.ГлубинаПовреждатьMs Mш мбMе Тип неисправности
06 июля 1997 г.1035633−30.06−71.8723 кмЕдва почувствовал6.56.95.86.1межплитовый надвиг
15 октября 1997 г.1047434−30.93−71.2256 кмОбширный6.87.16.87.5внутрипланарный нормальный
Разница:0.30.21.01.4

Перегруппировано и адаптировано из таблицы 1 в Чой, Боутрайт и Кирби 2001, п. 13. См. Также в IS 3.6 2012, п. 7.

Энергетический класс (K-класс) шкала

Основная статья: Энергетический класс

K (от русского слова класс, «класс», в смысле категории[56]) является мерой магнитуды землетрясения в энергетический класс или же K-класс система, разработанная в 1955 г. Советский сейсмологи в далеком Гарме (Таджикистан ) регион Средней Азии; в пересмотренном виде он все еще используется при местных и региональных землетрясениях во многих государствах, ранее входивших в состав Советского Союза (включая Кубу). На основе сейсмической энергии (K = log ES, в Джоули ), сложность его реализации с использованием технологий того времени привела к пересмотру в 1958 и 1960 годах. Адаптация к местным условиям привела к различным региональным шкалам K, таким как KF и KS.[57]

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 приблизительно соответствуют M от 4,5 до 6.[58] M (K), M(K), или возможно MK обозначает величину M, рассчитанную из энергетического класса K.[59]

Шкалы магнитуды цунами

Землетрясения, вызывающие цунами, обычно разрушаются относительно медленно, выделяя больше энергии в более длительные периоды (более низкие частоты), чем обычно используется для измерения магнитуд. Любой перекос в спектральном распределении может привести к более или менее значительным цунами, чем ожидалось для номинальной магнитуды.[60] Шкала магнитуд цунами, Mт, основан на корреляции Кацуюки Абэ сейсмического момента землетрясения (M0 ) с амплитудой волн цунами, измеренной мареографами.[61] Первоначально предназначенная для оценки магнитуды исторических землетрясений, когда сейсмические данные отсутствуют, но есть данные о приливах, корреляция может быть обращена для прогнозирования высоты прилива на основе магнитуды землетрясения.[62] (Не путать с высотой приливной волны или разбег, который является эффектом интенсивности, контролируемым местной топографией.) В условиях низкого уровня шума можно прогнозировать волны цунами величиной всего 5 см, что соответствует землетрясению с магнитудой ~ 6.5.[63]

Еще одна шкала, имеющая особое значение для предупреждений о цунами, - это шкала магнитуды мантии, Mм.[64] Это основано на волнах Рэлея, проникающих в мантию Земли, и их можно определить быстро и без полного знания других параметров, таких как глубина землетрясения.

Шкалы продолжительности и величины Coda

Основная статья: Магнитуда продолжительности землетрясения

Md обозначает различные шкалы, которые оценивают величину по продолжительность или длина некоторой части последовательности сейсмических волн. 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), так и предотвращения измерения максимальной амплитуды волн, а также слабых землетрясений, максимальная амплитуда которых не точно измерено. Даже для отдаленных землетрясений измерение продолжительности сотрясения (а также амплитуды) позволяет лучше измерить общую энергию землетрясения. Измерение продолжительности включено в некоторые современные шкалы, такие как Mwpd и мБc .[65]

Mc шкалы обычно измеряют длительность или амплитуду части сейсмической волны, coda.[66] Для небольших расстояний (менее ~ 100 км) они могут обеспечить быструю оценку магнитуды до того, как станет известно точное местоположение землетрясения.[67]

Шкалы макросейсмической магнитуды

Шкалы магнитуд обычно основаны на инструментальных измерениях некоторых аспектов сейсмической волны, записанных на сейсмограмме. Там, где таких записей нет, магнитуды можно оценить на основе отчетов о макросейсмических событиях, например, описанных шкалами интенсивности.[68]

Один из подходов к этому (разработан Бено Гутенберг и Чарльз Рихтер в 1942 г.[69]) связывает максимальную наблюдаемую интенсивность (предположительно, над эпицентром), обозначенную я0 (заглавная I с нулем в нижнем индексе) к величине. Было рекомендовано обозначать рассчитанные на этой основе звездные величины Mш(Я0),[70] но иногда помечены более общим MРС.

Другой подход - сделать карта изосейсм показывая область, на которой ощущался заданный уровень интенсивности. Размер «войлока» также может быть связан с величиной (исходя из работы Франкель 1994 и Джонстон 1996 ). Рекомендуемая метка для полученных таким образом величин: M0(An),[71] наиболее часто встречающийся ярлык Mфа. Вариант, MЛа, адаптированный для Калифорнии и Гавайев, получает местную величину (ML) от размера области, подверженной данной интенсивности.[72] Mя (Заглавная буква "я", отличная от строчной буквы в Mя) использовалась для моментных магнитуд, оцененных из изосейстические интенсивности рассчитывается на Джонстон 1996.[73]

Пиковая скорость относительно земли (PGV) и Пиковое ускорение грунта (PGA) - это меры силы, вызывающей разрушительное сотрясение земли.[74] В Японии сеть акселерометров сильных движений предоставляет данные PGA, которые позволяют проводить корреляцию для конкретных мест с землетрясениями различной магнитуды. Эту корреляцию можно инвертировать, чтобы оценить сотрясение земли в этом месте из-за землетрясения заданной магнитуды на заданном расстоянии. На основе этой карты можно составить карту с указанием областей вероятного повреждения в течение нескольких минут после землетрясения.[75]

Другие шкалы величин

Были разработаны или предложены многие шкалы 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 подобным языком), авторы часто пересматривают свой метод. Кроме того, сейсмологические сети различаются по способам измерения сейсмограмм. Если детали того, как была определена величина, неизвестны, в каталогах масштаб будет указан как неизвестный (по-разному Unk, Ukn, или же Великобритания). В таких случаях величина считается общей и приблизительной.

An Mчас Метка («величина, определенная вручную») использовалась в тех случаях, когда величина слишком мала или данные слишком плохи (обычно от аналогового оборудования) для определения местной магнитуды, или если записи усложняют множественные удары или культурный шум. В Сейсмическая сеть Южной Калифорнии использует эту «величину», когда данные не соответствуют критериям качества.[76]

Особый случай - это Сейсмичность Земли каталог Гутенберг и Рихтер (1954). Названный важной вехой в качестве всеобъемлющего глобального каталога землетрясений с единообразно рассчитанными магнитудой,[77] они никогда не публиковали полную информацию о том, как они определяли эти величины.[78] Следовательно, хотя некоторые каталоги идентифицируют эти величины как MGR, другие используют Великобритания (что означает «неизвестный вычислительный метод»).[79] Последующее исследование показало, что многие из Ms значения должны быть «значительно завышены».[80] Дальнейшее исследование показало, что большая часть MGR величины "в основном Ms для крупных толчков глубиной менее 40 км, но в основном mB для крупных толчков на глубинах 40–60 км ».[81] Гутенберг и Рихтер также использовали курсив, не полужирный "M без индекса "[82] - также используется как общая величина, и не следует путать с жирным шрифтом без курсива. M используется для моментная величина - и «единой величины» м (жирный шрифт добавлен).[83] Хотя эти термины (с различными корректировками) использовались в научных статьях до 1970-х годов,[84] теперь они представляют только исторический интерес. Обычная (не курсив, не жирный шрифт) заглавная буква «M» без нижнего индекса часто используется для обозначения величины в целом, где точное значение или конкретный масштаб не важны.

Смотрите также

Примечания

  1. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 37. Связь между величиной и высвобождаемой энергией сложна. См. Подробности в §3.1.2.5 и §3.3.3.
  2. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.1.2.1.
  3. ^ Болт 1993, п. 164 и след.
  4. ^ Болт 1993 С. 170–171.
  5. ^ Болт 1993, п. 170.
  6. ^ Видеть Болт 1993, Главы 2 и 3, для очень удобочитаемого объяснения этих волн и их интерпретации. Превосходное описание сейсмических волн Дж. Р. Каяла можно найти Вот.
  7. ^ Видеть Хавсков и Оттемёллер 2009, §1.4, стр. 20–21, для краткого пояснения, или MNSOP-2 EX 3.1 2012 для технического описания.
  8. ^ Чанг и Бернройтер 1980, п. 1.
  9. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 18.
  10. ^ ИАСПЭИ IS 3.3 2014 г., стр. 2–3.
  11. ^ Канамори 1983, п. 187.
  12. ^ Рихтер 1935, п. 7.
  13. ^ Спенс, Сипкин и Чой 1989, п. 61.
  14. ^ Рихтер 1935, стр. 5; Чанг и Бернройтер 1980, п. 10. Впоследствии переопределено Хаттон и Бур 1987 как 10 мм движения с помощью ML 3 землетрясения на 17 км.
  15. ^ Чанг и Бернройтер 1980, п. 1; Канамори 1983, п. 187, рисунок 2.
  16. ^ Чанг и Бернройтер 1980, п. ix.
  17. ^ «Политика по магнитуде землетрясений Геологической службы США» для информирования общественности о магнитудах землетрясений, сформулированная в Рабочая группа USGS по магнитуде землетрясений был реализован 18 января 2002 г. и размещен на https://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php. С тех пор он был удален; копия находится в архиве Wayback Machine, а основную часть можно найти Вот.
  18. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.4, с. 59.
  19. ^ Раутиан и Лейт 2002 С. 158, 162.
  20. ^ См. Техническое описание 3.1 в НМСОП-2 для частичной компиляции и ссылок.
  21. ^ Кацумата 1996; Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.4.7, с. 78; Doi 2010.
  22. ^ Борман и Сол 2009, п. 2478.
  23. ^ См. Также рисунок 3.70 в NMSOP-2.
  24. ^ Хавсков и Оттемёллер 2009, п. 17.
  25. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 37; Хавсков и Оттемёллер 2009, §6.5. Смотрите также Абэ 1981.
  26. ^ Хавсков и Оттемёллер 2009, п. 191.
  27. ^ Борман и Сол 2009, п. 2482.
  28. ^ МНСОП-2 / ИАСПЭИ IS 3.3 2014 г., §4.2, стр. 15–16.
  29. ^ Канамори 1983, стр. 189, 196; Чанг и Бернройтер 1980, п. 5.
  30. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., pp. 37,39; Болт (1993), pp. 88–93) подробно исследует это.
  31. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 103.
  32. ^ ИАСПЭИ IS 3.3 2014 г., п. 18.
  33. ^ Nuttli 1983, п. 104; Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 103.
  34. ^ IASPEI / NMSOP-2 IS 3.2 2013, п. 8.
  35. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.4.4. Нижний индекс «g» относится к гранитному слою, через который Lграмм волны распространяются. Чен и Помрой 1980, п. 4. См. Также J. R. Kayal, «Seismic Waves and Earthquake Location», Вот, стр. 5.
  36. ^ Nuttli 1973, п. 881.
  37. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.4.4.
  38. ^ Хавсков и Оттемёллер 2009 С. 17–19. См. Особенно рисунок 1-10.
  39. ^ Гутенберг 1945a; на основе работы Гутенберг и Рихтер, 1936 г..
  40. ^ Гутенберг 1945a.
  41. ^ Канамори 1983, п. 187.
  42. ^ Stover & Coffman 1993 г., п. 3.
  43. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г. С. 81–84.
  44. ^ МНСОП-2 DS 3.1 2012 г., п. 8.
  45. ^ Bormann et al. 2007 г., п. 118.
  46. ^ Раутиан и Лейт 2002 С. 162, 164.
  47. ^ Стандартная формула IASPEI для получения моментной магнитуды из сейсмического момента:
    Mш  = (2/3) (бревно M0  – 9.1). Формула 3,68 дюйма Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 125.
  48. ^ Андерсон 2003, п. 944.
  49. ^ Хавсков и Оттемёллер 2009, п. 198
  50. ^ Хавсков и Оттемёллер 2009, п. 198; Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 22.
  51. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 23
  52. ^ НМСОП-2 IS 3.6 2012, §7.
  53. ^ Видеть Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.7.2 для расширенного обсуждения.
  54. ^ НМСОП-2 IS 3.6 2012, §5.
  55. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., п. 131.
  56. ^ Раутиан и др. 2007 г., п. 581.
  57. ^ Раутиан и др. 2007 г.; НМСОП-2 IS 3.7 2012 г.; Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.4.6.
  58. ^ Bindi et al. 2011 г., п. 330. Дополнительные формулы регрессии для различных регионов можно найти в Раутиан и др. 2007 г., Таблицы 1 и 2. См. Также IS 3.7 2012 г., п. 17.
  59. ^ Раутиан и Лейт 2002, п. 164.
  60. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.6.7, с. 124.
  61. ^ Абэ 1979; Абэ 1989, п. 28. Точнее, Mт основан на амплитудах волн цунами в дальнем поле, чтобы избежать некоторых осложнений, которые могут возникнуть вблизи источника. Абэ 1979, п. 1566.
  62. ^ Блэкфорд 1984, п. 29.
  63. ^ Абэ 1989, п. 28.
  64. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.8.5.
  65. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.4.5.
  66. ^ Хавсков и Оттемёллер 2009, §6.3.
  67. ^ Борман, Вендт и Ди Джакомо, 2013 г., §3.2.4.5, стр. 71–72.
  68. ^ Муссон и Сечич 2012, п. 2.
  69. ^ Гутенберг и Рихтер 1942.
  70. ^ Grünthal 2011, п. 240.
  71. ^ Grünthal 2011, п. 240.
  72. ^ Stover & Coffman 1993 г., п. 3.
  73. ^ Энгдаль и Вилласеньор, 2002 г..
  74. ^ Макрис и Блэк 2004, п. 1032.
  75. ^ Doi 2010.
  76. ^ Hutton, Woessner & Haukson, 2010 г., с. 431, 433.
  77. ^ НМСОП-2 IS 3.2, стр. 1–2.
  78. ^ Абэ 1981, п. 74; Энгдаль и Вилласеньор, 2002 г., п. 667.
  79. ^ Энгдаль и Вилласеньор, 2002 г., п. 688.
  80. ^ Абэ и Ногучи 1983.
  81. ^ Абэ 1981, п. 72.
  82. ^ Определяется как «средневзвешенное значение между MB и MS." Гутенберг и Рихтер 1956a, п. 1.
  83. ^ "В Пасадене средневзвешенное значение берется между мS как найдено непосредственно от объемных волн, и мS, соответствующее значение, полученное из MS ...." Гутенберг и Рихтер 1956a, п. 2.
  84. ^ Например., Канамори 1977.

Источники

  • Абэ, К. (апрель 1979 г.), «Размер сильных землетрясений 1837–1874 гг., Рассчитанный на основе данных о цунами», Журнал геофизических исследований, 84 (B4): 1561–1568, Bibcode:1979JGR .... 84.1561A, Дои:10.1029 / JB084iB04p01561.
  • Bindi, D .; Parolai, S .; Oth, K .; Абдрахматов, А .; Муралиев, А .; Zschau, J. (октябрь 2011 г.), "Уравнения прогнозирования интенсивности для Центральной Азии", Международный геофизический журнал, 187: 327–337, Bibcode:2011GeoJI.187..327B, Дои:10.1111 / j.1365-246X.2011.05142.x.
  • Chung, D. H .; Бернройтер, Д. Л. (1980), Региональные отношения между шкалами магнитуды землетрясений., OSTI  5073993, NUREG / CR-1457.
  • Франкель, А. (1994), «Влияние соотношений площади и магнитуды на масштаб землетрясения и средней частоты ощутимого движения грунта», Бюллетень сейсмологического общества Америки, 84 (2): 462–465.
  • Gutenberg, B .; Рихтер, К. Ф. (1936), "О сейсмических волнах (третья статья)", Gerlands Beiträge zur Geophysik, 47: 73–131.
  • Gutenberg, B .; Рихтер, К. Ф. (1942), "Величина, интенсивность, энергия и ускорение землетрясения", Бюллетень сейсмологического общества Америки: 163–191, ISSN  0037-1106.
  • Gutenberg, B .; Рихтер, К. Ф. (1954), Сейсмичность Земли и связанные с ней явления (2-е изд.), Princeton University Press, 310с.
  • Джонстон, A. (1996), "Оценка сейсмического момента землетрясений в стабильных континентальных регионах - II. Историческая сейсмичность", Международный геофизический журнал, 125 (3): 639–678, Bibcode:1996GeoJI.125..639J, Дои:10.1111 / j.1365-246x.1996.tb06015.x.
  • Кацумата, А. (июнь 1996 г.), «Сравнение магнитуд, оцененных Японским метеорологическим агентством, с моментными магнитудами для средних и глубоких землетрясений», Бюллетень сейсмологического общества Америки, 86 (3): 832–842.
  • Makris, N .; Блэк, К. Дж. (Сентябрь 2004 г.), «Оценка пиковой скорости движения земли как« хороший »показатель интенсивности движения земли вблизи источника», Журнал инженерной механики, 130 (9): 1032–1044, Дои:10.1061 / (восхождение) 0733-9399 (2004) 130: 9 (1032).
  • Наттли, О. В. (10 февраля 1973 г.), "Затухание сейсмических волн и соотношения магнитуд для восточной части Северной Америки", Журнал геофизических исследований, 78 (5): 876–885, Bibcode:1973JGR .... 78..876N, Дои:10.1029 / JB078i005p00876.
  • Наттли, О. У. (апрель 1983 г.), "Зависимость среднего сейсмического источника от параметров для землетрясений средней плиты", Бюллетень сейсмологического общества Америки, 73 (2): 519–535.

внешняя ссылка