Suuruus (seismologia)

In seismologian , suuruus on logaritminen esitys on seismisen hetkellä , joka on itse mitta energia , joka vapautuu maanjäristys .

Mitä enemmän energiaa maanjäristys on vapauttanut, sitä suurempi on voimakkuus: 1: n voimakkuuden kasvu vastaa 30-kertaista energian kasvua ja 10-kertaista liikkeen amplitudin kasvua.

Media käyttää usein termejä Richter-asteikko tai avoin Richter-asteikko , mutta nämä termit ovat väärät: Richter-asteikko, stricto sensu, on paikallinen mittakaava, joka on erityisesti sovitettu Kalifornian maanjäristyksiin. Nykyään yleensä mainitut suuruudet ovat itse asiassa hetken suuruuksia (merkitty M w tai M ).

Suuruus ja intensiteetti (kuten Mercalli-asteikko ) ovat kahden eri suuruisen mittoja. Intensiteetti mittaa maanjäristyksen aiheuttamia vahinkoja. Vaikka maanjäristyksellä on teoriassa vain yksi suuruusarvo (käytännössä voidaan mainita useita voimakkuuden arvoja laskelmien tekemisen mukaan), voimakkuus vaihtelee tarkkailijan sijainnin mukaan. Suurimman tuntetun voimakkuuden ja voimakkuuden välillä on monia suhteita, mutta ne riippuvat suuresti paikallisesta geologisesta kontekstista, ja näitä suhteita käytetään pääasiassa historiallisten maanjäristysten (joiden voimakkuuden mittausta ei ole tehty) arvioimiseksi.

Tarina

Eri suuruudet

Suuruusluokkia on useita:

Richter-asteikko tai paikallinen suuruus, M L ;
suuruus m b lasketaan suurin aallot ;
suuruus M S lasketaan pinta-aallot ;
suuruus hetkellä M w tai M kalibroidaan seisminen hetki .

Nykyään tiedotusvälineiden, erityisesti USGS: n (Yhdysvaltojen geologisten tutkimuslaitosten) lähettämät suuruudet ovat hetken suuruuksia. Ilmaisun "voimakkuus Richterin asteikolla" käyttö ei ole asianmukaista, etenkin suurten maanjäristysten (yli 6,5-7) maanjäristysten yhteydessä.

Richter-asteikko M L

Ensimmäisen asteen arvion kehitettiin vuonna 1935 , jonka Charles Richter luokitella paikallisesti tallennetun seismograms vuonna Kaliforniassa . Alun perin tässä mittakaavassa on mittaus amplitudi mikrometriä on Wood-Anderson (pt) tyyppi seismografi on maanjäristyksen sijaitsee 100 km: n päässä . Tämä mittaus on luotettava vain hyvin lyhyillä etäisyyksillä, ja sitä kutsutaan nyt paikalliseksi suuruudeksi.

Ns Richterin on perustettu mittaus maksimiamplitudi seismisten aaltojen on seismogram . Suuruus määritellään tämän arvon desimaalilogaritmiksi. Tämä hyvin yleinen määritelmä osoittaa selvästi tämän mittauksen empiirisen luonteen, joka riippuu toisaalta seismometrin tyypistä ja toisaalta graafisen kehityksen tyypistä, jota käytetään seismogrammin tuottamiseen, jolle mittaus tehdään. Jälkimmäinen on myös hyvin vaihteleva seismisestä asemasta toiseen, koska maanjäristyksen seisminen säteily ei ole homogeenista (katso mekanismi kohdalla ).

Kuvan alkuperäinen annetun määritelmän Richter vuonna 1935 , nyt sanottua paikallista suuruus tai M L , on yksinkertainen logaritminen asteikko on muotoa: jossa edustaa suurinta mitattu amplitudi on seismogram, on viittaus amplitudi vastaa maanjäristys suuruusluokkaa 0 ja 100 km: n päässä , on episentrinen etäisyys (km) ja on kalibrointivakio. Tämän yhtälön epähomogeenisuuden lisäksi, mikä merkitsee sen empiiristä luonnetta vielä enemmän, kalibrointivakiot ( ja c) tekevät määritelmästä pätevän vain paikallisesti. Esimerkiksi alkuperäisessä määritelmässä, jossa kalibrointi suoritetaan kohtuullisilla Etelä- Kalifornian maanjäristyksillä, jotka on kirjattu Wood-Anderson -tyyppisellä seismografilla , et . $M_{L}=\log(A)-\log(A_{0})+c\times \log(\Delta )$ $A$ $A_0$ $\Delta$ $c$ $A_0$ $c=2{,}76$ $\log(A_{0})=2{,}48$

Ns m b ja M S aalto suuruudet

Richter-asteikko, joka on paikallinen mitta, uusi suuruus nimeltään M S tai pinta-aaltojen suuruus, otettiin käyttöön vuonna 1936. Beno Gutenberg ja Charles Richter ehdottavat siten suuruutta, joka perustuu pinta-aaltojen amplitudiin (yleensä Rayleigh-aalto Seismogrammin pystykomponentti) teleseismimatkoille (yli 30 °) ja 20 sekunnin ajaksi (käytettyjen seismografien luonnollinen jakso). Sen muotoilu on samanlainen kuin edellinen $M_{S}=\log(A_{{20}})+b+c\times \log(\Delta )$ missä on mitattu amplitudi, on epikeskinen etäisyys asteina ilmaistuna ja ovat kalibrointivakioita. Tätä toimenpidettä käytetään edelleen tänään. Empiirisen luonteen ja kyllästysongelman (katso alla ) lisäksi sillä on kuitenkin kaksi heikkoa kohtaa. Ensimmäinen on sen hyödytön syvissä maanjäristyksissä (syvyys yli 100 km ), jotka eivät tuota pinta-aaltoja. Toinen ongelma on, että pinta-aallot ovat viimeisiä aaltojunia, jotka saapuvat. Osana varoitusverkkoa on välttämätöntä pystyä arvioimaan maanjäristyksen voimakkuus mahdollisimman nopeasti. $A_{{20}}$ $\Delta$ $b$ $c$

Huomattujen tilavuusaaltojen suuruus m b (b tarkoittaa " kehon aaltoja ") on siis vuonna 1956 käyttöön otettu mittaus , joka suoritetaan ensimmäisellä P-aaltojunalla ja jonka avulla voidaan nopeasti arvioida maanjäristyksen merkitys. Sen muotoilu riippuu signaalin hallitsevasta jaksosta : missä on suurin mitattu amplitudi, on epikeskinen etäisyys (aina asteina) ja hypokeskinen syvyys. on kalibrointitoiminto kahdesta edellisestä parametrista riippuen. Yleensä hallitseva jakso on noin yksi sekunti, P-aaltojen vähimmäisjakso teleseismisillä etäisyyksillä ( ) . Jälleen kerran tämän mittauksen ongelmana on sen nopea kyllästyminen suuruudella. $T$ $m_{b}=\log(A/T)+Q(\Delta ,h)$ $A$ $\Delta$ $h$ $Q$ $T$ $\Delta >30^{o}$

Muita suuruuksia käytetään, erityisesti paikallisessa tai alueellisessa mittakaavassa. Keston suuruutta käytetään usein mikroseismisyyteen, ja se saadaan nimensä perusteella mittaamalla seismogrammin signaalin kesto sekunteina. Näiden eri toimenpiteiden regressioista on runsaasti kirjallisuutta, jotta voidaan yrittää luoda siirtymäsuhteita yhdestä toiseen. Tämä on aina vaikea harjoitus. Näiden mittausten ero, johtuen aaltotyypistä, anturin tyypistä ja sen luonnollisesta taajuudesta , etäisyydestä, käytetystä suuruusasteesta, selittää melko helposti maanjäristyksen voimakkuuden mittauksen suuren vaihtelun tunnin kuluttua sen esiintymisestä.

Hetken suuruus M w tai M

Rajoitusten voittamiseksi suuruuksien m b ja M S , pellava Kanamori ja Thomas Hanks käyttöön vuonna 1977 ja 1979 uuden suurin on hetki suuruus . Vaikka tätä arvoa ei ole välitöntä arvioida, se liittyy suoraan fyysiseen suureen, seismiseen momenttiin , joka mittaa maanjäristyksen aiheuttamaa energiaa. Tämän suuruusluokan on lyhenne M w tai M . Se on nykyään tutkijoiden eniten käytetty.

Suuruuden kylläisyys

Suurin ongelma Richterin M L ja itseisarvot m b ja M S on, että kylläisyyttä. Tämä ilmiö liittyy mittausjaksoon. On välttämätöntä, että tämä mittaus tehdään ajanjaksolla, joka on pidempi kuin seismisen lähteen emissiokesto. Suurissa maanjäristyksissä tämä aika voi kuitenkin olla hyvin pitkä. Äärimmäinen tapaus on vuoden 2004 Sumatranin maanjäristys, jossa lähteen päästöt kesti vähintään 600 sekuntia .

Jos katsomme:

seismismomentin M 0 yksinkertaistettu suhde vian L pituuteen kilometreinä: M 0 = 2,5 × 10 15 L 3 ;
vikaantumisnopeus luokkaa 3 km s −1 ;
hetken ja suuruuden välinen suhde (katso seisminen hetki ),

tällöin 1 s: n emissiokesto vastaa suuruutta 4,6 ja 20 s: n kesto vastaa suuruutta 7,2 . Joten mitään mittaus suuruusluokan m b (mitattu P-aaltoja ) alkaa aliarvioida yläpuolella suuruus 4,6 ja sama pätee M S maanjäristysten kertaluokkaa suurempi kuin 7,2 .

Tämä kyllästysongelma tuotiin esiin arvioitaessa vuoden 1960 Chilen maanjäristyksen voimakkuutta, jonka voimakkuus ylitti 9,0. Siksi hetken suuruus luotiin tämän vaikeuden voittamiseksi. Hyvin suurten suuruuksien arviointi aiheuttaa kuitenkin ongelman. Vuoden 2004 Sumatranin maanjäristys haastoi myös menetelmät, jotka laskevat seismisen momentin ja siten sen voimakkuuden. Lähteen hyvin pitkä kesto tekee tarpeelliseksi ottaa huomioon hyvin matalataajuiset signaalit. Arvio suuruudesta tehtiin siis omalla tavallaan maan vakavimmalta ( 0 S 2 - jakso 53,9 min ). Tällä arviolla (seismisellä momentilla 6,5 × 10 22 N m, joka vastaa suuruutta 9,15) on epävarmuuskerroin 2 , pääasiassa seismisen lähteen monimutkaisuuden ja koon vuoksi.

Taajuus ja vaikutukset

Koska asteikko on amplitudin logaritmi , se on avoin eikä sillä ole ylärajaa. Käytännössä voimakkuuden 9,0 maanjäristykset ovat poikkeuksellisia, eikä suurempien voimakkuuksien vaikutuksia enää kuvata erikseen. Voimakkain mitattu maanjäristys, jonka arvo oli 9,5, oli vuonna 1960 Chilessä .

Kuvaus	Hetken suuruus	Vaikutukset	Maapallon keskimääräinen taajuus
Mikrofoni	alle 1,9	Mikrojäristys, ei tuntunut.	8000 päivässä
Hyvin pieni	2,0 - 2,9	Yleensä ei tunneta, mutta havaitaan / tallennetaan.	1000 päivässä
Minor	3,0 - 3,9	Usein tuntuu aiheuttamatta vahinkoa.	50000 vuodessa
Kevyt	4,0 - 4,9	Huomattava esineiden ravistelu talojen sisällä, kohinaa. Vahinko on edelleen hyvin vähäistä.	6000 vuodessa
Kohtalainen	5,0 - 5,9	Voi aiheuttaa merkittäviä vahinkoja huonosti suunnitelluille rakennuksille rajoitetuilla alueilla. Ei vaurioita hyvin rakennetuissa rakennuksissa.	800 vuodessa
Vahva	6,0 - 6,9	Voi aiheuttaa vakavia vahinkoja useita kymmeniä kilometrejä. Vain mukautetut rakennukset vastustavat keskustan lähellä.	120 vuodessa
Erittäin vahva	7,0 - 7,9	Voi aiheuttaa vakavia vahinkoja suurilla alueilla; kaikkiin rakennuksiin vaikuttaa keskustan lähellä.	18 vuodessa
Suuri	8,0 - 8,9	Voi aiheuttaa erittäin vakavia vahinkoja satojen mailien ympärillä. Suuria vahinkoja kaikille rakennuksille, myös kymmenien kilometrien päässä keskustasta.	1 vuodessa
Tuhoisa	9.0 ja uudemmat	Tuhoaa alueita satoja mailia ympäri. Vahinko yli 1000 kilometriä.	1-5 vuosisadalla

Tietyllä alueella maanjäristysten jakautuminen noudattaa Gutenberg-Richterin lakia .

Huomautuksia ja viitteitä

Selitykset EOST-verkkosivustolla .
(in) USGS: n maanjäristyksen voimakkuuspolitiikka (toteutettu 18. tammikuuta 2002) .
(in) " Measuring the size of a earthquake " on earthquake.usgs.gov (katsottu 13. marraskuuta 2016 ) .
(en) Richter CF (1935). Instrumentaalinen maanjäristysasteikko , Bulletin of the Seismological Society of America (en) , 25 , 1-32 sivua .
Kehittäneet Harry O. Wood (sisään) ja John August Anderson .
(en) Gutenberg B. ja CF Richter (1936). Maanjäristysten voimakkuus ja energia , Science , 83 , sivut 183-185 .
Seismologiassa etäisyydet maan mittakaavaan mitataan kaaren kulman avulla. Siksi mittaus ilmaistaan asteina, yksi aste vastaa (noin) 111 km .
(en) Gutenberg B. ja CF Richter (1956). Maanjäristyksen voimakkuus, voimakkuus, energia ja kiihtyvyys , Bulletin of the Seismological Society of America , 46 , sivut 105-145 .
(in) Hiroo Kanamori , " energia julkaisu suuria maanjäristyksiä " , Journal of Geophysical Research , vol. 82, n ° 20,10. heinäkuuta 1977, s. 2981–2987 ( ISSN 2156-2202 , DOI 10.1029 / JB082i020p02981 , luettu verkossa , käytetty 13. marraskuuta 2016 ).
(in) Thomas C. Hanks ja pellava Kanamori , " Tällä momenttimagnitudi " , Journal of Geophysical Research: Kiinteän maan , Voi. 84, n o B5,10. toukokuuta 1979, s. 2348–2350 ( ISSN 2156-2202 , DOI 10.1029 / JB084iB05p02348 , luettu verkossa , käytetty 13. marraskuuta 2016 ).
(sisään) Jeffrey Park , Teh-Ru Alex Song , Jeroen Tromp ja Emile Okal , " Maapallon vapaat värähtelyt innoissaan 26. joulukuuta 2004 Sumatra-Andamanin maanjäristyksestä " , Science , voi. 308, n ° 572520. toukokuuta 2005, s. 1139–1144 ( ISSN 0036-8075 ja 1095-9203 , PMID 15905394 , DOI 10.1126 / science 1112305 , luettu verkossa , käytetty 13. marraskuuta 2016 ).

Liitteet

Aiheeseen liittyvät artikkelit

Ulkoinen linkki

Maanjäristyksen voimakkuuden ymmärtäminen, Maatieteiden koulun ja observatorion koulutustiedostot.