Maksimal jordskjelvamplitude. Punktskala for intensitet, styrke til jordskjelv
Takk til moderne teknologier, var forskere i stand til å beregne hvor mange jordskjelv som oppstår på planeten vår hvert år. Det er mer enn en million av dem registrert. De fleste av dem blir ikke følt av folk på grunn av deres lave størrelse, men det er de som blir en virkelig katastrofe.
Hva er omfanget av jordskjelv og hvordan måles det? Hvordan bestemmer forskerne hvilke hendelser som vil forårsake skade og hvilke som vil gå ubemerket hen?
Omfanget
Forskere har utviklet spesielle skalaer som måler styrken til skjelvinger. For å forstå størrelsen på et jordskjelv er det nødvendig å bli kjent med måleverdiene til dette fenomenet.
Det finnes flere typer skalaer: Mercalli - Cancani, Medvedev - Sponheuer - Karnik, Richter. Takket være dem er det klart hva størrelsen er. Det er et tall som kan måles mot en spesifikk benchmark. Under neste jordskjelv er det vanlig å snakke om alvorlighetsgraden og omfanget.
Størrelsesskala
Den aller første skalaen lang tid Vi vurderte Mercalli - Cancani-nettet. I dag er det en utdatert modell, så verdien av rystelser måles ikke med den.
På grunnlag av dette er imidlertid alle moderne metoder for å vurdere kraften av påvirkninger utviklet, inkludert den internasjonale skalaen MSK 64 (Medvedev - Sponheuer - Karnik). Det er tatt i de fleste land i verden for å analysere intensiteten av fenomenet.
MSK 64
Dette rangeringssystemet er representert ved en tolvpunktsskala. Fra den kan du finne ut hva som kjennetegner størrelsen på et jordskjelv:
- 1 poeng. Slike fenomener føles ikke av mennesker, men de registreres av enheter.
- 2 poeng. I noen tilfeller kan de observeres av mennesker, oftest i de øvre etasjene i bygninger.
- 3 poeng. Støttene er merkbare for de med høy følsomhet.
- Jordskjelv 4 poeng. Glassrasling er notert.
- 5 poeng. Det regnes som et ganske merkbart jordskjelv, der de kan svaie enkeltvarer.
- 6 poeng. Dannelse av sprekker i bygninger.
- 7 poeng. Tunge gjenstander kan falle ned. Store sprekker oppstår i veggene til bygninger.
- 8 poeng. Husene raser delvis sammen.
- 9 poeng. Bygninger og andre strukturer kollapser.
- 10 poeng. Dype sprekker oppstår i bakken, gamle bygninger er fullstendig ødelagt.
- 11 poeng. Tallrike sprekker oppstår på jordoverflaten, og skred oppstår i fjellene. Bygningene er fullstendig ødelagt.
- 12. Relieffet er i alvorlig endring, og bygninger er fullstendig ødelagt.
Richter rangeringssystem
I 1935 foreslo forskeren C. Richter at størrelsen er energien til seismiske bølger. Basert på denne uttalelsen utviklet han en spesiell skala, som fortsatt brukes til å vurdere risteaktivitet.
Richter-skalaen karakteriserer mengden energi som frigjøres under seismologisk aktivitet. Den bruker en logaritmisk skala, der hver verdi indikerer et sjokk som er ti ganger større enn det forrige. For eksempel, hvis et jordskjelv med styrke 4 registreres, vil fenomenet forårsake en ti ganger sterkere vibrasjon enn et jordskjelv med styrke 3 på samme skala.
I følge Richter måles seismologisk aktivitet som følger:
1.0-2.0 - fikset av instrumenter;
2,0-3,0 - svake opplevelser av skjelvinger;
3.0 - lysekroner i hus svinger;
4-5 - støt er svake, men kan forårsake mindre skade;
6.0 - skjelvinger som kan forårsake moderat ødeleggelse;
7 - det er vanskelig å stå på føttene, sprekker begynner å vises langs veggene, trapper kan kollapse;
8,5 - veldig sterke jordskjelv som kan forårsake endringer i relieff.
9 - forårsaker en tsunami, jorden sprekker alvorlig.
10 - dybden på feilen er hundre eller flere kilometer.
Jordskjelv i historien
Et av de kraftigste jordskjelvene i verden var den seismologiske aktiviteten registrert i 1960 i Chile. På Richters skala indikerte instrumentene betydelig aktivitet. Så lærte chilenerne hva en styrke på 8,5 var. Rystelsene forårsaket en tsunami med ti meter høye bølger.
Fire år senere, i den nordlige delen av Gulf of Alaska, ble det registrert jordskjelv med en styrke på 9. På grunn av denne plateaktiviteten har kystlinjene til noen øyer endret seg kraftig.
Et annet kraftig jordskjelv skjedde i 2004 i Det indiske hav. På Richter-skalaen er den tildelt 9 poeng. Rystelsene forårsaket en kraftig tsunami med en bølgehøyde på mer enn femten meter.
I 2011 skjedde et jordskjelv i Japan, som forårsaket en enorm tragedie: tusenvis av mennesker døde og et atomkraftverk ble ødelagt.
Dessverre er slike katastrofer ikke veldig sjeldne. Forskere vet ennå ikke hvordan de skal forhindre jordskjelv.
Det er anslått at millioner av mennesker er registrert på planeten vår hvert år. jordskjelv. De aller fleste av dem føles selvfølgelig ikke av folk; mange forårsaker ikke alvorlig skade, men flere ganger i året "rister planeten på en stor måte", hvis nyhetene umiddelbart sprer seg over nyhetskanaler. Dessverre gjør journalister i sine rapporter ofte feil ved bruk vitenskapelige termer. En av dem vil bli diskutert i denne artikkelen.
Alle rapporter om seismiske katastrofer er vanligvis ledsaget av ord som "... et jordskjelv som målte 6,9 på Richters skala skjedde." Denne formuleringen er feil. Interessant nok kan denne typen feil også finnes i noe pedagogisk litteratur.
Vanligvis, i populærvitenskapelige beskrivelser av jordskjelv, vises to vanlige begreper: jordskjelvets styrke og styrke.
Alvorlighetsgrad av jordskjelv karakteriserer intensiteten av jordskjelv under et jordskjelv (noen ganger sier de "jordskjelvintensitet"). Det vurderes etter en spesiell skala. Den første av dem dukket opp i andre halvdel av 1800-tallet. I 1902 ble det utviklet Mercalli-Cancani skala, lenge ansett som en av de beste. Den er utdatert og brukes ikke i dag, men det var på grunnlag av den at nesten alle moderne 12-punkts skalaer ble laget, inkludert den vanligste i dag internasjonal Medvedev-Sponheuer-Karnik-skala (MSK-64). Det brukes til å estimere intensiteten av jordskjelv i de fleste land i verden. Du kan se en kort forklaring på denne skalaen i tabellen.
|
Ikke følt av folk, registrert av enheter |
|
|
Det tas opp av enheter og føles i noen tilfeller av personer i rolig tilstand, og i de øverste etasjene av bygninger |
|
|
De færreste legger merke til svingninger |
|
|
Svingninger noteres av mange mennesker, glassrasling er mulig |
|
|
Vibrasjoner observeres selv på gaten, mange sovende våkner, individuelle gjenstander svaier |
|
|
Det oppstår sprekker i bygninger |
|
|
Det er sprekker i gips og vegger, folk forlater husene sine i panikk. Tunge gjenstander kan falle ned |
|
|
Store sprekker i vegger, fallende takskjegg og skorsteiner |
|
|
Kollapser i enkelte bygninger. |
|
|
Sprekker i bakken (opptil 1 m bred) Kollapser i mange bygninger, fullstendig ødeleggelse av gamle bygninger |
|
|
Tallrike sprekker på jordoverflaten, jordskred i fjellene. Byggeødeleggelse |
|
|
Fullstendig ødeleggelse av alle strukturer, alvorlige endringer i terreng |
|
|
Tabell 1. En kort forklaring av MSK-64-skalaen En mer detaljert beskrivelse inkluderer tre separate kriterier: menneskers opplevelser, innvirkning på strukturer, innvirkning på terreng |
|
Det finnes andre skalaer. For eksempel i land Latin-Amerika søke om ti-punkts Rossi-Forel skala, opprettet i 1883. I Japan bruker de 8-punkts Japan Meteorological Agency skala. For en sammenligning av de tre vanligste skalaene, se diagram 1.
Intensiteten til et jordskjelv avtar vanligvis når det beveger seg bort fra episenteret.
Jordskjelvets styrke karakteriserer den totale energien til seismiske vibrasjoner jordens overflate. Magnitude er definert som "logaritmen av forholdet mellom de maksimale bølgeamplitudene til et gitt jordskjelv og amplitudene til de samme bølgene til et standard jordskjelv" (størrelsen til et "standard jordskjelv" tas som 0). Størrelsesskalaen ble først foreslått i 1935 av C. Richter, og det er derfor folk fortsatt ofte snakker om "størrelse på Richters skala", som er unøyaktig. Richter-skalaen tilnærmer moderne formler for beregning av størrelse, men brukes ikke for øyeblikket.
En endring i størrelsesorden med én betyr en økning i amplituden til oscillasjoner med 10 ganger og en økning i mengden frigjort energi med 32 ganger.
I motsetning til intensitet har ikke størrelsen en måleenhet - den er angitt med et heltall eller desimal, så å si "magnitude 6.9" er feil. Intensiteten bestemmes av subjektive indikatorer: folks følelser, skade på strukturer, endringer i terreng, mens størrelsesbestemmelsen er basert på strenge fysiske og matematiske beregninger. Vi kan trekke følgende analogi: størrelsen på et jordskjelv er den direkte estimerte kraften til eksplosjonen (bestemt av ytre manifestasjoner), og størrelsen er kraften til den eksplosive enheten. Imidlertid bør det huskes at størrelsen ikke er en absolutt verdi av jordskjelvenergi, det er bare en relativ egenskap. For å bestemme den faktiske energien til et jordskjelv basert på størrelsen, brukes en spesiell formel.
Det anslås at energien til et jordskjelv med styrke 7,2 tilsvarer energien til en megatonneksplosjon atombombe. Det sterkeste jordskjelvet i hele observasjonshistorien skjedde i 1960 i Chile, dets styrke var 9,5 (ifølge magasinet Around the World og Wikipedia). I mange kilder kan du finne annen informasjon: Størrelsen på det største jordskjelvet var omtrent 8,9-9,0. Mest sannsynlig er disse forskjellene forbundet med unøyaktigheter i beregninger (feilen ved å bestemme størrelsen kan nå 0,25).
En annen interesse Spør: Er det noen begrensninger for størrelsesskalaen? Det er ingen matematiske, men det er en fysisk grense for energien til et jordskjelv på planeten vår. Dessverre var det ikke mulig å finne noen referanser til slike studier. Hvis du klarer å komme over slik informasjon, vennligst gi oss beskjed ved å sende et brev til Denne e-postadressen er beskyttet mot spambots. Du må ha JavaScript aktivert for å se den. .
Når det gjelder en annen type jordskjelv, som også forekommer av og til - jordskjelv forårsaket av fall av meteoritter, asteroider og andre kosmiske kropper til jorden, er forskningsresultatene her svært skuffende. Astronomer anslår at størrelsen på jordskjelvet forårsaket av nedslaget av en stor asteroide kan være 13, noe som betyr at energien vil være en million ganger større enn energien til det største kjente jordskjelvet. Men denne hendelsen er fortsatt usannsynlig, så, mest sannsynlig, når en slik trussel dukker opp, vil menneskeheten være klar til å forhindre den.
Følgende konklusjoner kan derfor trekkes. Eksemplet på en typisk melding plassert i begynnelsen av artikkelen er et klassisk eksempel på en blanding av begreper. Det er riktig å si dette:
"Et jordskjelv med styrke 6,9 skjedde,"
eller, hvis vi snakker om poeng
"Et jordskjelv med en intensitet på 8 poeng (på MSK-64-skalaen) skjedde."
For å konkludere: Er det mulig med jordskjelv i Ural? Svaret er enkelt: mulig. Til tross for at Uralfjellene er gamle, og deres territorium ikke tilhører seismiske belter, tektoniske bevegelser jordskorpen de er fortsatt bevart her. Seismologer registrerer årlig opptil fem jordskjelv med styrke 2-3 i Ural. Det sterkeste jordskjelvet i Ural skjedde for mindre enn et århundre siden i 1914, dets styrke var omtrent 7 poeng. I følge det seismiske sonekartet over verden (
15.08.2016
Det tidligere diskuterte begrepet "intensitet" av et jordskjelv karakteriserer målingen av dets konsekvenser for et bestemt område, uten å indikere dets (jordskjelv) styrke (kraft) som helhet. fysiske fenomen. Derfor, i sent XIXårhundre har det vært forslag (skalaer) for å estimere intensiteten av et jordskjelv bare i den episentrale sonen. Deretter kom det forslag om å bedømme styrken til et jordskjelv etter størrelsen på områdene som ble berørt av det. Et jordskjelv som forårsaket skade i områder med større diameter ble vurdert å være i den sterkere klassen. Som det fremgår av tabellen. 1.5, på den ene siden bestemmes egenskapene til intensiteten til et jordskjelv i mange tilfeller av følsomhetsnivået til mennesker (som ikke kan uttrykkes i kvantitative termer), og på den annen side graden av skade på bygninger og strukturer er vesentlig bestemt av kvaliteten på konstruksjonen og grunnforholdene. Når man fastslår styrken til et jordskjelv basert på områdene med skadede områder, oppstår spørsmålet om kildens dybde. Det oppsto derfor et presserende behov for å evaluere styrken til et jordskjelv, uavhengig av dets konsekvenser, ved hjelp av en numerisk parameter oppnådd ved bruk av et instrument (seismograf) under et jordskjelv, uavhengig av registreringsstedet. Siden årsaken til alle makroseismiske effekter inkludert i enhver intensitetsskala og observert under jordskjelv er bakkebevegelse, er det naturlig å variere verdien av bakkebevegelse når man estimerer styrken til et jordskjelv. Slik oppsto ideen om jordskjelvets styrke. Størrelsen på et jordskjelv er et mål for å vurdere dets styrke ut fra størrelsen på bevegelsene til jordpartikler og tidspunktet for dette jordskjelvet. Det latinske ordet "magnitude" og oversatt til russisk betyr "magnitude" Faktisk, når man snakker om størrelsen på et jordskjelv, er det nødvendig å bety dets størrelse Jo større bevegelsesnivået til jordpartikler er under et jordskjelv dens størrelse, dvs. jo sterkere er selve jordskjelvet.
Mange eksperter innen seismologi deltok i å formulere konseptet om størrelse. Spesielt lurte arbeidere ved seismiske stasjoner ofte på uoverensstemmelsen mellom graden av angst eller frykt for mennesker forårsaket av et jordskjelv og arten av dets faktiske seismogram registrert på stasjonen. Et svakt lokalt sjokk har alltid hatt stor respons, mens et sterkt fjernt jordskjelv i en tynt befolket ørken, fjell eller i havet ofte går ubemerket hen bortsett fra av de ansatte på seismiske stasjoner selv, som har seismogrammer av jordskjelvet. Seismologer selv fant det også vanskeligere å klassifisere jordskjelv riktig etter deres styrke, uavhengig av konsekvensene. Et stort bidrag til å detaljere konseptet om størrelse ble gitt av California Institute of Technology (Pasadena) professor Charles Richter, som utviklet en plan for å skille sterke og svake jordskjelv på objektiv instrumentell basis i stedet for subjektive vurderinger om konsekvensene deres. Det aksiomatiske hovedprinsippet for vurderingen er at av to jordskjelv som har samme hyposenter, skal det store (sterke) et registreres med en stor amplitude av bakkevibrasjoner på enhver stasjon. For samme jordskjelvstyrke vil en seismograf installert nær episenteret registrere større bakkebevegelser enn på lang avstand. Følgelig, for å bestemme størrelsen, oppsto det første spørsmålet om å velge stedet der jordskjelvet ble registrert.
Som nevnt ovenfor, reiste Richter spørsmålet om å dele jordskjelv i sterke og svake. Derfor var det behov for å etablere et "standard" jordskjelv som standard. For et standard jordskjelv valgte Richter registreringsstedet i en avstand på 100 km fra episenteret. På den annen side, selv i samme avstand fra episenteret, varierer størrelsen på bevegelser av jordpartikler i områder med forskjellige ingeniørgeologiske egenskaper betydelig. Derfor ble det enighet om at opptaksapparatet skulle installeres i områder med steinete jordarter. Richter valgte Wood-Anderson korttids torsjonsseismograf, som ble mye brukt på 30-tallet av forrige århundre, som instrument. Hovedparametrene til denne seismografen: perioden med frie oscillasjoner av pendelen - 0,8 sek, dempningskoeffisienten - h = 0,8, forstørrelsesfaktoren - 2800 (den virkelige bevegelsen av jorda på opptaksbåndet øker 2800 ganger). Dette er hvordan Richter selv formulerte begrepet størrelse: "Størrelsen av ethvert sjokk bestemmes" som desimallogaritmen til den maksimale amplituden til registreringen av dette sjokket, uttrykt i mikron, registrert med en standard Wood-Anderson torsjon seismograf i en avstand på 100 km fra episenteret.» La oss merke på forhånd at det ikke er nødvendig å ha Wood-Anderson seismografen nøyaktig i en avstand på 100 km fra episenteret hver gang (dette kan skje helt ved et uhell), ganske enkelt, som det vil bli indikert nedenfor, er det nødvendig å introdusere korreksjoner for å bringe måleresultatene oppnådd ved andre avstander og andre seismografer til de som vil bli mottatt i en avstand på 100 km av en Wood-Anderson seismograf.
Derfor vil størrelsen på jordskjelvet, som er betegnet med bokstaven M, være
der Ac er mengden av bevegelse av steinete jord på seismogrammet i mikron, registrert av en Wood-Anderson seismograf i en avstand på 100 km. Hvis på et jordskjelvseismogram registrert av en Wood-Anderson seismograf, i en avstand på 100 km, den maksimale bakkebevegelsen er lik 1 mikron (1 mikron = 0,001 millimeter), blir størrelsen på dette jordskjelvet tatt til å være lik M = Ig1 = 0. Men dette betyr ikke at det ikke var noe jordskjelv, det var bare veldig svakt. Tilsvarende, hvis den maksimale bakkebevegelsen er 10 mikron, vil størrelsen på et slikt jordskjelv være Igl0 = 1. I virkeligheten vil størrelsen M=1 tilsvare jordskjelvet under hvilket, i en avstand på 100 km fra episenteret, den faktiske bevegelsen til den steinete bakken vil være lik:
Basert på ovennevnte definisjon av størrelse, er det overraskende å merke seg at det også kan ha negative verdier. Så hvis på et jordskjelvseismogram registrert av en Wood-Anderson seismograf, i en avstand på 100 km fra episenteret, er bakkebevegelsen lik 0,1 mikron, vil størrelsen på et slikt jordskjelv være
I dette tilfellet vil den faktiske bakkebevegelsen være
Å registrere slike bakkebevegelser er selvfølgelig ikke en lett oppgave. Det innebærer å lage en seismograf med høye forstørrelsesfaktorer. Heldigvis noterer vi oss at det til dags dato er laget ultrasensitive seismografer som er i stand til å registrere jordskjelv med styrke opp til M=3. Således, med en økning i størrelsesorden med en enhet, øker amplituden til bakkevibrasjoner 10 ganger. For større klarhet, i Tabell. Tabell 1.7 viser faktiske verdier av forskyvninger i en avstand på 100 km fra episenteret for jordskjelv fra de svakeste med styrke M=1 til de sterkeste med styrke M=9,0.
Det svakeste jordskjelvet som merkes av mennesker har en styrke på M=1,5. Jordskjelv med en styrke på M=4,5 eller mer forårsaker allerede skade på bygninger og konstruksjoner. Jordskjelv fra 1< M < 3 называются микроземлетрясениями, а с M < 1 - ульграмикроземлетрясениями.
Richter-skalaen (hvis den til og med kan kalles en skala) har ingen øvre grense. Derfor kalles det ofte den "åpne" skalaen, siden ingen kan forutsi når og med hvilken styrke det sterkeste jordskjelvet vil inntreffe, selv om den øvre grensen for størrelsesorden bestemmes av (begrenset av) den begrensende styrken til jordens bergarter. Tilsynelatende kan dette også sies om skalaens nedre grense, siden det over tid, ved å forbedre seismografene, skapes muligheter for å registrere de svakeste jordskjelvene.
I den armenske versjonen denne boken, publisert i 2002, noterte vi to jordskjelv som de sterkeste siden begynnelsen av instrumentelle opptak, med en styrke på M-8,9. Begge disse jordskjelvene skjedde under havet i subduksjonssoner. Det første jordskjelvet skjedde i 1905 utenfor kysten av Ecuador, det andre i 1933 på kysten av Japan. I 2002 stilte vi et retorisk spørsmål: kanskje planeten vår ikke er i stand til å generere jordskjelv med en styrke større enn 8,9 og trodde at bare tiden kunne svare på dette spørsmålet. Det gikk litt tid og vi fikk svaret på dette spørsmålet: jordskjelv med en styrke større enn 8,9 er mulig på vår planet Jorden. Dette skjedde 26. desember 2004. Det mest katastrofale jordskjelvet på jorden skjedde på kysten av øya Sumatra med en styrke på mer enn 9,0, forårsaket en enorm tsunami og forårsaket døden til mer enn 300 000 mennesker.
Selvfølgelig, hvis et jordskjelv ikke registreres av en Wood-Anderson seismograf, men av en hvilken som helst annen seismograf, vil størrelsen på jordskjelvet være
hvor A er den maksimale verdien av den faktiske jordbevegelsen i mikron, registrert av en hvilken som helst seismograf (ikke på et seismogram).
For eksempel, under Spitak-jordskjelvet i 1988 ved den tekniske seismometriske stasjonen N5 i byen Jerevan, registrerte SM-5-seismometeret en maksimal jordbevegelse på 3,5 mm eller 3500 mikron (fig. 3.19). Jerevan-Spitak-avstanden er ca. 100 km, så styrken på Spitak-jordskjelvet vil være ca.
M = lg 2800*3500 = lg10v7 = 7,0,
som ble bekreftet av mange seismiske stasjoner rundt om i verden.
Et naturlig spørsmål oppstår - hvordan bestemme størrelsen hvis seismografen er installert ikke i en avstand på 100 km fra episenteret, men i en vilkårlig avstand. For å gjøre dette konstruerte Richter selv en kalibreringskurve for jordskjelvene i California for å gå fra amplitudene observert i en vilkårlig episentral avstand til amplitudene forventet i en avstand på 100 km. Denne typen størrelsesorden kalles for tiden lokal størrelse – ML, og bestemmes av Richters formel
der A er den maksimale verdien av den faktiske bevegelsen av jorda langs volumetriske skjærbølger S og mikron, registrert av en hvilken som helst seismograf, Δ er den episentrale avstanden i kilometer.
Formel (1.92a) gjelder bare for grunne lokale jordskjelv av typen studert av Richter med Δ ≤ 600 km.
For jordskjelv med en sentral avstand Δ ≥ 600 km dominerer overflatebølger med lange perioder i seismogrammene. For fjerntliggende jordskjelv med grunt fokus (teleseismiske), utledet Gutenberg følgende formel for størrelsen Ms:
hvor A er den horisontale komponenten av den faktiske bakkebevegelsen (i mikron) forårsaket av overflatebølger med en periode på ca. 20 sekunder.
The International Association of Seismology and Physics of the Earth (IASPEI) anbefaler følgende uttrykk for Ms:
hvor (A/T)max er maksimum av alle A/T-verdier (amplitude/periode) for ulike bølgegrupper på seismogrammet. For T=20sek, faller ligning (1.92c) nesten sammen med ligning (1.92b).
Det særegne ved de oppførte tre formlene (1.92) er at når den episentrale avstanden Δ øker, reduseres den maksimale bakkebevegelsen A og omvendt, derfor vil det samme jordskjelvet registrert i forskjellige avstander fra episenteret ha nesten det samme omfanget. Ligninger (1.92) anses å gjelde bare for jordskjelv med grunt fokus med en brenndybde h på ikke mer enn 60 km. For dypere jordskjelv er størrelsesskalaen basert på amplituden til teleseismiske kroppsbølger mв og bestemmes av formelen:
hvor T er perioden for den målte bølgen, og A er amplituden til jorda, C(h, Δ) er en empirisk koeffisient avhengig av dybden til kilden og den episentrale avstanden, bestemt fra spesielle tabeller.
Følgende forhold mellom mв og Ms er empirisk etablert
Merk at verdiene til mn og M sammenfaller ved mn = M=6,75, over denne M=mn, under M=mn.
Alle de ovennevnte resonnementene og formlene, til tross for deres tilsynelatende enkelhet, praktisk anvendelse står overfor visse vanskeligheter forbundet med å konvertere verdiene av bakkebevegelser registrert av en moderne seismograf til registreringer av en Wood-Anderson seismograf, med å etablere innfallsvinkelen til den seismiske bølgefronten, dybden til kilden og fiksering på seismogrammet posisjonene til de første ankomstene av kropps- og overflatebølger P, S, L og deres perioder, samt relatert til grunnforholdene på stedet der jordskjelvet ble registrert. Derfor har alle seismiske stasjoner sine egne korreksjonsfaktorer for å bestemme størrelsen. Alle beregninger gjøres ved hjelp av dataprogrammer eller spesielle nomogrammer. Et av disse nomogrammene, lånt fra, er vist i fig. 1,43. Men til tross for alt dette, på grunn av kompleksiteten til essensen av selve jordskjelvet, heterogeniteten til forplantningsbanene til seismiske bølger og ikke-identiteten til seismografer, er størrelsesverdiene til det samme jordskjelvet alltid beregnet på forskjellige seismiske stasjoner avvike fra hverandre, og forskjellen kan nå en verdi på 0,5 .
Vi anser det som nødvendig å merke seg nok en gang at utviklingen av konseptet med å vurdere styrken til et jordskjelv ved hjelp av en styrkeskala er et grunnleggende skritt i utviklingen av kvantitativ seismologi. Ingen andre mål beskriver den totale størrelsen på et jordskjelv så fullstendig og nøyaktig. Størrelsesskalaen gjør det mulig, med minst én instrumentell registrering (seismogram) av et jordskjelv på jordoverflaten, uavhengig av plasseringen av hendelsen og graden av konsekvensene forårsaket, å kvantifisere jordskjelvets omfang og kraft.
I 1935 foreslo professor C. Richter å estimere energien til et jordskjelv omfanget(fra latinsk verdi).
Omfanget jordskjelv - en betinget verdi som karakteriserer den totale energien til elastiske vibrasjoner forårsaket av et jordskjelv. Størrelsen er proporsjonal med logaritmen til energien til jordskjelv og lar deg sammenligne vibrasjonskilder med deres energi.
Størrelsen på jordskjelv bestemmes fra observasjoner ved seismiske stasjoner. Bakkevibrasjoner som oppstår under jordskjelv blir registrert av spesielle enheter - seismografer.
Resultatet av registrering av seismiske vibrasjoner er seismogram, hvorpå langsgående og tverrgående bølger registreres. Jordskjelv overvåkes av landets seismikktjeneste. Omfanget M, jordskjelvintensitet i punkter og brenndybde N sammenkoblet (se tabell 1) .
Seismologer bruker flere størrelsesskalaer. I Japan bruker de en skala på syv størrelser. Det var fra denne skalaen Richter K.F. gikk videre og foreslo sin forbedrede 9-skala. Richters skala- seismisk størrelsesskala, basert på en vurdering av energien til seismiske bølger som oppstår under jordskjelv. Størrelsen på de sterkeste jordskjelvene på Richters skala overstiger ikke 9.
"Størrelsesskalaen", som gjenspeiler styrken til jordskjelv, som ble foreslått av den amerikanske seismologen Richter, tilsvarer amplituden til den største horisontale forskyvningen registrert av en standard seismograf i en avstand på 10 km fra episenteret (punktet på jordoverflaten rett over jordskjelvets fokus). Endringen i denne største horisontale forskyvningen avhengig av avstanden og dybden til jordskjelvfokuset (dybden fra jordoverflaten til området der jordskjelvet oppsto) bestemmes ved hjelp av empiriske tabeller og grafer. Størrelser bestemt på denne måten er relatert til energi ved den empiriske ligningen LogE = 11,4 + 1,5 M ,
hvor M er størrelsen som tilsvarer amplituden til den horisontale forskyvningen (Richter, 1958), og E - total energi. I samsvar med denne avhengigheten betyr hver påfølgende enhet på Richter-skalaen at den frigjorte energien er 31,6 ganger større enn den som tilsvarer den forrige enheten på skalaen. Andre empirisk etablerte avhengigheter viser at med en økning i størrelsesorden med én enhet, frigjøres en faktor på 60. mer energi. Derfor vil et jordskjelv med styrke 2 frigjøre 30 til 60 ganger mer energi enn et jordskjelv med styrke 1, og et jordskjelv med styrke 8 vil frigjøre energi som er 8x10 5 -12x10 6 ganger energien som frigjøres av et jordskjelv med styrke 4.
Jordskjelv med en styrke på 1 på Richters skala reageres vanligvis bare på av sensitive seismografer. Jordskjelv med en styrke på 2, under passende forhold, føles av mennesker i området rundt episenteret. Ved jordskjelv med en styrke på 4,5 (intensitet VI-VII; se tabell 6) observeres ødeleggelse kun i sjeldne tilfeller. For enkelhets skyld omtaler seismologer jordskjelv med en styrke på 7 eller høyere på Richters skala som store jordskjelv, med jordskjelv med en styrke på 8 eller høyere som åpenbart store jordskjelv.
De største kjente jordskjelvene, i henhold til Richter-estimeringsmetoden, var jordskjelvet i Colombia i 1906 og Assam-skjelvet i 1950 med en styrke på 8,6. Den estimerte størrelsen på jordskjelvet i Alaska i 1964 var i størrelsesorden 8,4-8,6. Det er interessant å merke seg at fokuset til alle disse jordskjelvene, som ifølge Richter hadde en styrke på over 8,0, var lokalisert på et grunt dyp.
Magnitude M, jordskjelvintensitet i punkter og brenndybde h er relatert til hverandre (tabell 1). Jo grunnere dybden av kilden er, desto større er intensiteten av jordskjelvet i punkter med samme styrkeverdier (energifrigjøring i kilden.)
Omtrentlig forhold mellom størrelse M og intensitet avhengig av brenndybden h. (Tabell 1).
Derfor kalles størrelsesverdien i hverdagen Richters skala.
Skala for jordskjelvstyrke og jordskjelvintensitet
Richterskalaen inneholder konvensjonelle enheter(fra 1 til 9,5) - størrelser, som beregnes fra vibrasjoner registrert av en seismograf. Denne skalaen forveksles ofte med jordskjelvintensitetsskala i poeng(i henhold til et 7 eller 12 poengsystem), som er basert på ytre manifestasjoner etterskjelv(påvirkning på mennesker, gjenstander, bygninger, naturgjenstander). Når et jordskjelv inntreffer, er det først dens styrke som blir kjent, som bestemmes ut fra seismogrammer, og ikke dens intensitet, som først blir klart etter en stund, etter å ha mottatt informasjon om konsekvensene.
Riktig bruk: « jordskjelv med styrke 6,0».
Tidligere misbruk : « jordskjelv som målte 6,0 på Richters skala».
Misbruk: « jordskjelv med styrke 6», « jordskjelv som måler 6 på Richters skala» .
Richters skala
M s = lg (A/T) + 1, 66 lg D + 3, 30. (\displaystyle M_(s)=\lg(A/T)+1.66\lg D+3.30.)Disse vektene fungerer ikke bra for de fleste store jordskjelv- kl M~8 kommer metning.
Seismisk moment og Kanamori-skala
I 2017 foreslo seismolog Hiro Kanamori en fundamentalt annerledes vurdering av intensiteten av jordskjelv, basert på konseptet seismisk øyeblikk.
Det seismiske øyeblikket til et jordskjelv er definert som M 0 = μ Su (\displaystyle M_(0)=\mu Su), Hvor
- μ - skjærmodul steiner 30 GPa;
- S- området der geologiske forkastninger er observert;
- u- gjennomsnittlig forskyvning langs forkastninger.
I SI-enheter har det seismiske momentet dimensjonen Pa × m² × m = N × m.
Kanamori-størrelsen er definert som
M W = 2 3 (log M 0 − 16 , 1) , (\displaystyle M_(W)=(2 \over 3)(\lg M_(0)-16,1),)Hvor M 0 er det seismiske momentet, uttrykt i dyn × cm (1 dyn × cm tilsvarer 1 erg, eller 10 −7 N×m).
Kanamori-skalaen stemmer godt overens med tidligere skalaer i
3
<
M
<
7
{\displaystyle 3
