Skala wielkości momentu -Moment magnitude scale
Część serii pt |
Trzęsienia ziemi |
---|
Skala wielkości momentu ( MMS ; wyraźnie oznaczana przez M w lub Mw i generalnie implikowana przy użyciu pojedynczego M oznaczającego wielkość) jest miarą wielkości trzęsienia ziemi („wielkości” lub siły) opartą na jego momencie sejsmicznym . Została zdefiniowana w artykule z 1979 roku przez Thomasa C. Hanksa i Hiroo Kanamori . Podobnie jak lokalna wielkość / skala Richtera (ML ) zdefiniowana przez Charlesa Francisa Richtera w 1935 r., Wykorzystuje skalę logarytmiczną ; małe trzęsienia ziemi mają w przybliżeniu taką samą wielkość w obu skalach. Pomimo różnicy, media informacyjne często mówią o „skali Richtera”, odnosząc się do skali wielkości momentu.
Wielkość momentu (M w ) jest uważana za autorytatywną skalę wielkości do klasyfikacji trzęsień ziemi według wielkości. Jest bardziej bezpośrednio związana z energią trzęsienia ziemi niż inne skale i nie nasyca się - to znaczy nie lekceważy wielkości, jak robią to inne skale w określonych warunkach. Stała się standardową skalą używaną przez władze sejsmologiczne, takie jak US Geological Survey, do zgłaszania dużych trzęsień ziemi (zwykle M > 4), zastępując skale wielkości lokalnej (ML ) i wielkości fal powierzchniowych (M s ). Podtypy skali wielkości momentu (M ww , itp.) odzwierciedlają różne sposoby szacowania momentu sejsmicznego.
Historia
Skala Richtera: oryginalna miara wielkości trzęsienia ziemi
Na początku XX wieku bardzo niewiele wiedziano o tym, jak dochodzi do trzęsień ziemi, jak powstają i rozchodzą się fale sejsmiczne w skorupie ziemskiej oraz jakie informacje niosą ze sobą na temat procesu pękania trzęsienia ziemi; pierwsze skale wielkości były zatem empiryczne . Pierwszy krok w empirycznym określaniu wielkości trzęsień ziemi nastąpił w 1931 r., Kiedy japoński sejsmolog Kiyoo Wadati wykazał, że maksymalna amplituda fal sejsmicznych podczas trzęsienia ziemi zmniejsza się wraz z odległością w określonym tempie. Następnie Charles F. Richter opracował sposób dostosowania do odległości epicentralnej (i kilku innych czynników), tak aby logarytm amplitudy śladu sejsmografu mógł być użyty jako miara „wielkości”, która była wewnętrznie spójna i odpowiadała z grubsza szacunkom energia trzęsienia ziemi. Ustanowił punkt odniesienia i znaną obecnie dziesięciokrotną (wykładniczą) skalę każdego stopnia wielkości, aw 1935 roku opublikował to, co nazwał „skalą wielkości”, obecnie nazywaną lokalną skalą wielkości , oznaczoną jako ML . (Ta skala jest również znana jako skala Richtera , ale media informacyjne czasami używają tego terminu bezkrytycznie w odniesieniu do innych podobnych skal).
Lokalna skala wielkości została opracowana na podstawie płytkich (~ 15 km (9 mil) głębokości), umiarkowanych trzęsień ziemi w odległości około 100 do 600 km (62 do 373 mil), warunków, w których dominują fale powierzchniowe. Na większych głębokościach, odległościach lub wielkościach fale powierzchniowe są znacznie zmniejszone, a lokalna skala wielkości nie docenia wielkości, problem zwany nasyceniem . Opracowano dodatkowe skale - skalę wielkości fali powierzchniowej ( M s ) autorstwa Beno Gutenberga w 1945 r., Skalę wielkości fali ciała ( mB ) Gutenberga i Richtera w 1956 r. Oraz szereg wariantów - w celu przezwyciężenia braków M skali L , ale wszystkie podlegają nasyceniu. Szczególny problem polegał na tym, że skala M s (która w latach 70. była preferowaną skalą wielkości) nasyca się wokół M s 8,0, a zatem nie docenia uwalniania energii „wielkich” trzęsień ziemi, takich jak trzęsienia ziemi w Chile w 1960 r. I na Alasce w 1964 r . Miały one odpowiednio M s wielkości 8,5 i 8,4, ale były znacznie silniejsze niż inne trzęsienia ziemi M 8; ich wielkości momentów były bliższe 9,6 i 9,3.
Samotna para lub podwójna para
Badanie trzęsień ziemi jest wyzwaniem, ponieważ zdarzeń źródłowych nie można obserwować bezpośrednio, a opracowanie matematyki, która pozwoliła zrozumieć, co fale sejsmiczne z trzęsienia ziemi mogą nam powiedzieć o zdarzeniu źródłowym, zajęło wiele lat. Pierwszym krokiem było ustalenie, w jaki sposób różne układy sił mogą generować fale sejsmiczne odpowiadające falom obserwowanym podczas trzęsień ziemi.
Najprostszym układem sił jest pojedyncza siła działająca na obiekt. Jeśli ma wystarczającą siłę, aby pokonać jakikolwiek opór, spowoduje ruch obiektu („przesunięcie”). Para sił działających na tej samej „linii działania”, ale w przeciwnych kierunkach, zniesie się; jeśli dokładnie anulują (zrównoważą), nie będzie translacji netto, chociaż obiekt doświadczy naprężenia, albo naprężenia, albo ściskania. Jeśli para sił jest przesunięta, działając wzdłuż równoległych, ale oddzielnych linii działania, obiekt doświadcza siły obrotowej lub momentu obrotowego . W mechanice (dziedzinie fizyki zajmującej się oddziaływaniami sił) model ten nazywany jest parą , także parą prostą lub parą pojedynczą . Jeśli zastosuje się drugą parę o równej i przeciwnej wielkości, ich momenty znoszą się; to się nazywa podwójna para . Podwójna para może być postrzegana jako „odpowiednik ciśnienia i napięcia działających jednocześnie pod kątem prostym”.
Modele pojedynczej i podwójnej pary są ważne w sejsmologii, ponieważ każdy z nich może być użyty do określenia, w jaki sposób fale sejsmiczne generowane przez trzęsienie ziemi powinny wyglądać w „dalekim polu” (to znaczy na odległość). Po zrozumieniu tej zależności można ją odwrócić, aby wykorzystać zaobserwowane fale sejsmiczne trzęsienia ziemi do określenia innych jego cech, w tym geometrii uskoku i momentu sejsmicznego.
W 1923 roku Hiroshi Nakano wykazał, że pewne aspekty fal sejsmicznych można wyjaśnić za pomocą modelu podwójnej pary. Doprowadziło to do trwającej trzy dekady kontrowersji dotyczącej najlepszego sposobu modelowania źródła sejsmicznego: jako pojedynczej pary lub podwójnej pary. Podczas gdy japońscy sejsmolodzy faworyzowali podwójną parę, większość sejsmologów opowiadała się za pojedynczą parą. Chociaż model pojedynczej pary miał pewne wady, wydawał się bardziej intuicyjny i istniało przekonanie – jak się okazało błędne – że teoria sprężystego odbicia do wyjaśnienia, dlaczego występują trzęsienia ziemi, wymaga modelu pojedynczej pary. Zasadniczo modele te można było rozróżnić na podstawie różnic we wzorcach promieniowania ich fal S , ale jakość danych obserwacyjnych była do tego niewystarczająca.
Debata zakończyła się, gdy Maruyama (1963), Haskell (1964) oraz Burridge i Knopoff (1964) wykazali, że jeśli pęknięcia spowodowane trzęsieniem ziemi są modelowane jako dyslokacje, wzór promieniowania sejsmicznego zawsze można dopasować do równoważnego wzoru wyprowadzonego z podwójnej pary, ale nie od jednej pary. Zostało to potwierdzone, ponieważ lepsze i liczniejsze dane pochodzące z World-Wide Standard Seismograph Network (WWSSN) pozwoliły na dokładniejszą analizę fal sejsmicznych. Warto zauważyć, że w 1966 roku Keiiti Aki wykazał, że moment sejsmiczny trzęsienia ziemi w Niigata z 1964 roku, obliczony na podstawie fal sejsmicznych na podstawie podwójnej pary, był w rozsądnej zgodności z momentem sejsmicznym obliczonym na podstawie zaobserwowanego fizycznego przemieszczenia.
Teoria dyslokacji
Model podwójnej pary wystarcza do wyjaśnienia wzorca promieniowania sejsmicznego w dalekim polu trzęsienia ziemi, ale mówi nam bardzo niewiele o naturze mechanizmu źródłowego trzęsienia ziemi lub jego cechach fizycznych. Podczas gdy poślizg wzdłuż uskoku był teoretycznie przyczyną trzęsień ziemi (inne teorie obejmowały ruch magmy lub nagłe zmiany objętości spowodowane zmianami fazowymi), obserwacja tego na głębokości nie była możliwa i zrozumienie, czego można się dowiedzieć o mechanizmie źródłowym z fale sejsmiczne wymagają zrozumienia mechanizmu źródłowego.
Modelowanie procesu fizycznego, w wyniku którego trzęsienie ziemi generuje fale sejsmiczne, wymagało znacznego rozwinięcia teoretycznego teorii dyslokacji , sformułowanej po raz pierwszy przez Włocha Vito Volterrę w 1907 r., a następnie przez EH Love w 1927 r. Bardziej ogólnie stosowane do problemów naprężeń w materiałach, rozszerzenie przez F. Nabarro w 1951 roku został uznany przez rosyjskiego geofizyka AV Vvedenskaya za mający zastosowanie do uskoków trzęsień ziemi. W serii artykułów rozpoczynających się w 1956 roku ona i inni współpracownicy wykorzystali teorię dyslokacji, aby określić część ogniskowego mechanizmu trzęsienia ziemi i pokazać, że dyslokacja – pęknięcie, któremu towarzyszy poślizg – jest rzeczywiście równoważna podwójnej parze.
W dwóch artykułach z 1958 roku JA Steketee opracował sposób powiązania teorii dyslokacji z cechami geofizycznymi. Wielu innych badaczy opracowało inne szczegóły, których kulminacją było ogólne rozwiązanie w 1964 roku autorstwa Burridge'a i Knopoffa, które ustaliło związek między podwójnymi parami a teorią sprężystego odbicia i dostarczyło podstaw do powiązania fizycznych cech trzęsienia ziemi z momentem sejsmicznym.
Moment sejsmiczny
Moment sejsmiczny – symbol M 0 – jest miarą poślizgu uskoku i obszaru objętego trzęsieniem ziemi. Jego wartość to moment obrotowy każdej z dwóch par sił, które tworzą równoważną podwójną parę trzęsienia ziemi. (Dokładniej, to wielkość skalarna tensora momentu drugiego rzęduopisuje składowe siły pary podwójnej). Moment sejsmiczny jest mierzony w jednostkach niutonometrów (Nm) lub dżulach lub system CGS ) dyn-centymetry (dyn-cm).
Pierwsze obliczenia momentu sejsmicznego trzęsienia ziemi na podstawie jego fal sejsmicznych wykonał Keiiti Aki dla trzęsienia ziemi w Niigata w 1964 roku . Zrobił to na dwa sposoby. Najpierw wykorzystał dane z odległych stacji WWSSN do analizy długookresowych (200 sekund) fal sejsmicznych (długość fali około 1000 kilometrów) w celu określenia wielkości równoważnej pary podwójnej trzęsienia ziemi. Po drugie, wykorzystał prace Burridge'a i Knopoffa dotyczące dyslokacji, aby określić wielkość poślizgu, uwolnioną energię i spadek naprężenia (zasadniczo, ile energii potencjalnej zostało uwolnione). W szczególności wyprowadził słynne równanie, które wiąże moment sejsmiczny trzęsienia ziemi z jego parametrami fizycznymi:
- M 0 = µS
gdzie μ oznacza sztywność (lub opór ruchu) uskoku o polu powierzchni S na średnim przemieszczeniu (odległości) ū . (Współczesne sformułowania zastępują ūS odpowiednikiem D̄A , znanym jako „moment geometryczny” lub „potencja”.) Za pomocą tego równania moment wyznaczony z podwójnej pary fal sejsmicznych można odnieść do momentu obliczonego na podstawie znajomości pola powierzchni poślizgu uskoku i wielkości poślizgu. W przypadku trzęsienia ziemi w Niigata dyslokacja oszacowana na podstawie momentu sejsmicznego była dość zbliżona do obserwowanej dyslokacji.
Moment sejsmiczny jest miarą pracy ( dokładniej momentu obrotowego ), która powoduje nieelastyczne (trwałe) przemieszczenie lub zniekształcenie skorupy ziemskiej. Jest to związane z całkowitą energią uwolnioną przez trzęsienie ziemi. Jednak siła lub potencjalna destrukcyjność trzęsienia ziemi zależy (między innymi) od tego, jaka część całkowitej energii jest przekształcana w fale sejsmiczne. Zwykle jest to 10% lub mniej całkowitej energii, reszta jest zużywana na pękanie skał lub pokonywanie tarcia (wytwarzanie ciepła).
Niemniej jednak moment sejsmiczny jest uważany za podstawową miarę wielkości trzęsienia ziemi, reprezentującą bardziej bezpośrednio niż inne parametry fizyczną wielkość trzęsienia ziemi. Już w 1975 roku uznano go za „jeden z najbardziej wiarygodnie określonych parametrów instrumentalnych źródeł trzęsień ziemi”.
Wprowadzenie wielkości motywowanej energią M w
Większość skal wielkości trzęsień ziemi ucierpiała z powodu faktu, że zapewniały one jedynie porównanie amplitudy fal wytwarzanych przy standardowej odległości i paśmie częstotliwości; trudno było powiązać te wielkości z fizyczną właściwością trzęsienia ziemi. Gutenberg i Richter zasugerowali, że wypromieniowaną energię E s można oszacować jako
(w dżulach). Niestety, czas trwania wielu bardzo dużych trzęsień ziemi był dłuższy niż 20 sekund, czyli okres fal powierzchniowych używany do pomiaru M s . Oznaczało to, że gigantyczne trzęsienia ziemi, takie jak trzęsienie ziemi w Chile w 1960 r. (M 9,5), miały tylko M s 8,2. Sejsmolog z Caltech, Hiroo Kanamori, rozpoznał tę wadę i podjął prosty, ale ważny krok polegający na zdefiniowaniu wielkości w oparciu o oszacowania energii wypromieniowanej, Mw , gdzie „w” oznaczało pracę (energię):
Kanamori uznał, że pomiar energii wypromieniowanej jest technicznie trudny, ponieważ obejmuje całkowanie energii fal w całym paśmie częstotliwości. Aby uprościć te obliczenia, zauważył, że części widma o najniższej częstotliwości często można wykorzystać do oszacowania reszty widma. Najniższą asymptotę częstotliwości widma sejsmicznego charakteryzuje moment sejsmiczny M 0 . Wykorzystując przybliżoną zależność między energią wypromieniowaną a momentem sejsmicznym (która zakłada całkowity spadek naprężenia i ignoruje energię pęknięcia),
(gdzie E jest w dżulach, a M 0 w Nm ), Kanamori przybliżył Mw o
Skala wielkości momentu
Powyższy wzór znacznie ułatwił oszacowanie wielkości energetycznej Mw , ale zmienił fundamentalny charakter skali na skalę wielkości momentu. Sejsmolog USGS, Thomas C. Hanks, zauważył, że skala Mw Kanamoriego była bardzo podobna do związku między M L a M 0 , który został opisany przez Thatcher i Hanksa (1973)
Hanks i Kanamori (1979) połączyli swoje prace, aby zdefiniować nową skalę wielkości opartą na szacunkach momentu sejsmicznego
gdzie jest określone w niutonometrach (N·m).
Obecne wykorzystanie
Moment wielkości jest obecnie najpowszechniejszą miarą wielkości trzęsienia ziemi dla średnich i dużych wielkości trzęsień ziemi, ale w praktyce moment sejsmiczny (M 0 ) , parametr sejsmologiczny, na którym się opiera, nie jest rutynowo mierzony dla mniejszych wstrząsów. Na przykład Służba Geologiczna Stanów Zjednoczonych nie używa tej skali dla trzęsień ziemi o sile mniejszej niż 3,5, co obejmuje zdecydowaną większość wstrząsów.
Popularne doniesienia prasowe najczęściej dotyczą znaczących trzęsień ziemi większych niż M~ 4. W przypadku tych zdarzeń preferowaną wielkością jest moment wielkości Mw , a nie lokalna wielkość Richtera M L.
Definicja
Symbolem skali wielkości momentu jest M w , gdzie indeks dolny „w” oznacza wykonaną pracę mechaniczną . Wielkość momentu Mw jest bezwymiarową wartością zdefiniowaną przez Hiroo Kanamori jako
gdzie M 0 jest momentem sejsmicznym w dyn ⋅cm (10 −7 N⋅m). Stałe wartości w równaniu są wybierane tak, aby uzyskać spójność z wartościami magnitudo generowanymi przez wcześniejsze skale, takimi jak wielkość lokalna i wielkość fali powierzchniowej. Tak więc mikrotrzęsienie ziemi o sile zerowej ma moment sejsmiczny wynoszący w przybliżeniu1,2 × 10 9 N⋅m , podczas gdy wielkie trzęsienie ziemi w Chile w 1960 r., o szacowanym momencie wielkości 9,4–9,6, miało moment sejsmiczny między1,4 × 10 23 N⋅m i2,8 × 10 23 N⋅m .
Zależności pomiędzy momentem sejsmicznym, uwolnioną energią potencjalną i energią wypromieniowaną
Moment sejsmiczny nie jest bezpośrednią miarą zmian energii podczas trzęsienia ziemi. Relacje między momentem sejsmicznym a energiami zaangażowanymi w trzęsienie ziemi zależą od parametrów, które mają dużą niepewność i które mogą się różnić w zależności od trzęsienia ziemi. Energia potencjalna jest magazynowana w skorupie w postaci energii sprężystej z powodu nagromadzonego naprężenia i energii grawitacyjnej . Podczas trzęsienia ziemi część tej zmagazynowanej energii jest przekształcana w
- energia rozpraszana w osłabieniu tarcia i nieelastycznej deformacji skał w procesach takich jak tworzenie pęknięć
- ciepło
- wypromieniowana energia sejsmiczna
Spadek energii potencjalnej wywołany przez trzęsienie ziemi jest w przybliżeniu związany z jego momentem sejsmicznym wg
gdzie jest średnią bezwzględnych naprężeń ścinających uskoku przed i po trzęsieniu ziemi (np. równanie 3 z Venkataraman & Kanamori 2004 ) i jest średnią modułów ścinania skał tworzących uskok. Obecnie nie ma technologii do pomiaru naprężeń bezwzględnych na wszystkich głębokościach zainteresowania ani metody ich dokładnego oszacowania, a zatem jest ona słabo poznana. Może się znacznie różnić w zależności od trzęsienia ziemi. Dwa trzęsienia ziemi z identycznymi, ale różnymi , wywołałyby różne .
Wypromieniowana energia spowodowana trzęsieniem ziemi jest w przybliżeniu związana z momentem sejsmicznym wg
gdzie jest wydajnością promieniowania, a jest spadkiem naprężeń statycznych, tj. różnicą między naprężeniami ścinającymi uskoku przed i po trzęsieniu ziemi (np. z równania 1 Venkataramana i Kanamori 2004 ). Te dwie wielkości są dalekie od bycia stałymi. Na przykład zależy od szybkości zerwania; jest bliski 1 dla zwykłych trzęsień ziemi, ale znacznie mniejszy dla wolniejszych trzęsień ziemi, takich jak trzęsienia ziemi tsunami i powolne trzęsienia ziemi . Dwa trzęsienia ziemi o identycznym, ale różnym lub innym promieniowaniu .
Ponieważ i są zasadniczo niezależnymi właściwościami źródła trzęsienia ziemi, a ponieważ można je teraz obliczyć bardziej bezpośrednio i solidnie niż w latach 70. XX wieku, uzasadnione było wprowadzenie oddzielnej wielkości związanej z energią promieniowania. Choy i Boatwright zdefiniowali w 1995 roku wielkość energii
gdzie jest w J (N·m).
Porównawcza energia uwolniona przez dwa trzęsienia ziemi
Zakładając, że wartości σ̄/μ są takie same dla wszystkich trzęsień ziemi, można uznać M w za miarę zmiany energii potencjalnej Δ W spowodowanej przez trzęsienia ziemi. Podobnie, jeśli założy się, że jest takie samo dla wszystkich trzęsień ziemi, można uznać M w za miarę energii E s wypromieniowanej przez trzęsienia ziemi.
Przy tych założeniach następujący wzór, uzyskany przez rozwiązanie dla M 0 równania definiującego M w , pozwala ocenić stosunek uwolnienia energii (potencjalnej lub promieniowanej) pomiędzy dwoma trzęsieniami ziemi o różnych momentach, oraz :
Podobnie jak w przypadku skali Richtera, wzrost o jeden stopień w logarytmicznej skali wielkości momentu odpowiada 10 1,5 ≈ 32-krotnemu wzrostowi ilości uwolnionej energii, a wzrost o dwa stopnie odpowiada 10 3 = 1000-krotnemu wzrostowi energia. Tak więc trzęsienie ziemi o Mw 7,0 zawiera 1000 razy więcej energii niż trzęsienie ziemi o sile 5,0 i około 32 razy więcej niż trzęsienie ziemi o sile 6,0.
Porównanie z odpowiednikami TNT
Aby znaczenie wartości wielkości było wiarygodne, energia sejsmiczna uwolniona podczas trzęsienia ziemi jest czasami porównywana do wpływu konwencjonalnego chemicznego materiału wybuchowego TNT . Energia sejsmiczna wynika z powyższego wzoru wg Gutenberga i Richtera wg
lub przerobione na bomby na Hiroszimę:
Dla porównania energii sejsmicznej (w dżulach) z odpowiednią energią wybuchu obowiązuje wartość 4,2 - 10 9 dżuli na tonę trotylu. Tabela ilustruje zależność między energią sejsmiczną a wielkością momentu.
M w | ES ( J) |
ekwiwalent TNT (tony) |
równoważność Hiroszima- bomba (12,5 kT TNT) |
---|---|---|---|
3 | 2,0 · 10 9 | - | - |
4 | 6.3 · 10 10 | 15 | 0,0012 |
5 | 2.0 · 10 12 | 475 | 0,038 |
6 | 6.3 · 10 13 | 15 000 | 1.2 |
7 | 2,0 · 10 15 | 475 000 | 38 |
8 | 6.3 · 10 16 | 15 000 000 | 1200 |
9 | 2.0 · 10 18 | 475 000 000 | 38 000 |
10 | 6.3 · 10 19 | 15 000 000 000 | 1 200 000 |
Koniec skali znajduje się na wartości 10,6 odpowiadającej założeniu, że przy tej wartości skorupa ziemska musiałaby się całkowicie rozpaść.
Podtypy M w
Opracowano różne sposoby określania wielkości momentu, a do wskazania zastosowanej podstawy można użyć kilku podtypów skali Mw .
- Mwb - Na podstawieinwersji tensora momentudługookresowych (~ 10 - 100 s) fal ciała.
- Mwr –Odwrócenie tensorakompletnych przebiegów od chwili na odległościach regionalnych (~ 1000 mil). Czasami nazywany RMT.
- Mwc - wyprowadzone zodwrócenia tensora momentu środka ciężkościpośrednich i długookresowych fal ciała i powierzchni.
- Mww - Pochodzi zodwrócenia tensora momentu środka ciężkościfazy W.
- Mwp (Mi ) - Opracowany przez Seiji Tsuboi do szybkiego oszacowania potencjału tsunami dużych trzęsień ziemi w pobliżu wybrzeża na podstawie pomiarów fal P, a później rozszerzony na ogólnie telesejsmiczne trzęsienia ziemi.
- Mwpd – Procedura amplitudy czasu trwania, która uwzględnia czas trwania pęknięcia, zapewniając pełniejszy obraz energii uwalnianej przez dłuższe („powolne”) pęknięcia niż w przypadkuMw .
Zobacz też
Notatki
Źródła
- Abe, Katsuyuki (1982), „Wielkość, moment sejsmiczny i pozorny stres dla dużych głębokich trzęsień ziemi” , Journal of Physics of the Earth , 30 ( 4): 321–330, doi : 10.4294 / jpe1952.30.321 , ISSN 1884-2305.
- Aki, Keiiti (1966a), „Generowanie i propagacja fal G podczas trzęsienia ziemi w Niigata z 14 czerwca 1964 r. Część 1. Analiza statystyczna” ( PDF) , Biuletyn Instytutu Badań nad Trzęsieniami Ziemi , 44 : 23–72.
- Aki, Keiiti (1966b), „Generowanie i propagacja fal G z trzęsienia ziemi w Niigata z 14 czerwca 1964 r. Część 2. Oszacowanie momentu trzęsienia ziemi, uwolnionej energii i spadku naprężenia i naprężenia z widma fali G” (PDF) , Biuletyn of Instytut Badań nad Trzęsieniami Ziemi , 44 : 73–88.
- Aki, Keiiti (kwiecień 1972), „Mechanizm trzęsienia ziemi”, Tectonophysics , 13 (1–4): 423–446, Bibcode : 1972Tectp..13..423A , doi : 10.1016/0040-1951 (72) 90032-7.
- Aki, Keiiti; Richards, Paul G. (2002), Sejsmologia ilościowa (wyd. 2), ISBN 0-935702-96-2.
- Ben-Menahem, Ari (sierpień 1995), „Zwięzła historia sejsmologii głównego nurtu: pochodzenie, dziedzictwo i perspektywy” (PDF) , Biuletyn Towarzystwa Sejsmologicznego Ameryki , 85 (4): 1202–1225.
- Beroza, GC; Kanamori, Hiroo (2015), „4.01 Sejsmologia trzęsień ziemi: wprowadzenie i przegląd”, w: Schubert, Gerald (red.), Treatise on Geophysics , tom. 4: Sejsmologia trzęsień ziemi (wyd. 2), doi : 10.1016/B978-0-444-53802-4.00069-5 , ISBN 9780444538024.
- Bormanna; Di Giacomo (2011), „Moment momentu Mw i wielkość energii M e : wspólne pierwiastki i różnice” , Journal of Seismology , 15 (2): 411–427, Bibcode : 2011 JSeis..15..411B , doi : 10.1007/s10950-010-9219-2 , S2CID 130294359.
- Bormann, Piotr; Saul, Joachim (2009), „Wielkość trzęsienia ziemi” (PDF) , Encyklopedia złożoności i nauki o systemach stosowanych , tom. 3, s. 2473–2496.
- Bormann, Piotr; Wendt, Zygfryd; Di Giacomo, Dominico (2013), „Rozdział 3: Źródła sejsmiczne i parametry źródła” , w: Bormann (red.), New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312/GFZ.NMSOP-2_ch3 , zarchiwizowane z oryginału (PDF) w dniu 2019-08-04 , pobrane 2017-08-15.
-
Boyle, Alan (12 maja 2008), Quakes by the numbers , MSNBC , zarchiwizowane z oryginału w dniu 13 maja 2008 , pobrane 2008-05-12 ,
Ta oryginalna skala była ulepszana przez dziesięciolecia i obecnie nazywa ją „ Skala Richtera” to anachronizm. Najbardziej powszechną miarą jest po prostu skala wielkości momentu.
.
- Byerly, Perry (20 maja 1960), "Earthquake Mechanisms", Science , 131 (3412): 1493-1496, Bibcode : 1960Sci...131.1493B , doi : 10.1126/science.131.3412.1493 , PMID 17802489.
- Choy, George L.; Boatwright, John L. (10 września 1995), „Globalne wzorce wypromieniowanej energii sejsmicznej i pozornego naprężenia” , Journal of Geophysical Research , 100 (B9): 18205–28, Bibcode : 1995JGR...10018205C , doi : 10.1029/95JB01969 , zarchiwizowane od oryginału w dniu 6 czerwca 2011 r . , pobrane 21 marca 2010 r..
- Dahlen, FA (luty 1977), „Bilans energii w uskokach trzęsienia ziemi”, Geophysical Journal International , 48 (2): 239–261, Bibcode : 1977GeoJ...48..239D , doi : 10.1111/j.1365- 246X.1977.tb01298.x.
- Deichmann, Nicholas (sierpień 2006), „Local Magnitude, a Moment Revisited”, Biuletyn Towarzystwa Sejsmologicznego Ameryki , 96 (4a): 1267–1277, Bibcode : 2006BuSSA..96.1267D , CiteSeerX 10.1.1.993.2211 , doi : 10.1785/0120050115.
- Dziewoński; Rozetka; Woodhouse (10 kwietnia 1981), „Wyznaczanie parametrów źródła trzęsienia ziemi na podstawie danych falowych do badań sejsmiczności globalnej i regionalnej” (PDF) , Journal of Geophysical Research , 86 (B4): 2825–2852, Bibcode : 1981JGR .... 86.2825D , doi : 10.1029/JB086iB04p02825 , zarchiwizowane z oryginału (PDF) w dniu 7 maja 2019 r. , pobrane 7 maja 2019 r ..
- Dziewoński, Adam M.; Gilbert, Freeman (1976), „Wpływ małych perturbacji asferycznych na czasy podróży i ponowne zbadanie poprawek na eliptyczność”, Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society , 44 (1): 7–17, Bibcode : 1976 GeoJ. ..44....7D , doi : 10.1111/j.1365-246X.1976.tb00271.x.
- Gutenberg, Beno (styczeń 1945a), „Amplituda fal powierzchniowych i wielkości płytkich trzęsień ziemi” (PDF) , Biuletyn Towarzystwa Sejsmologicznego Ameryki , 35 (1): 3–12, Bibcode : 1945BuSSA..35 .... 3G , doi : 10.1785/BSSA0350010003.
- Gutenberg, Beno (kwiecień 1945b), „Amplituda P, PP i S oraz wielkość płytkich trzęsień ziemi” (PDF) , Biuletyn Towarzystwa Sejsmologicznego Ameryki , 35 (2): 57–69, Bibcode : 1945BuSSA ..35 ...57G , doi : 10.1785/BSSA0350020057.
- Gutenberg, Beno ; Richter, Charles F. (kwiecień 1956a), „Wielkość, intensywność, energia i przyspieszenie trzęsienia ziemi (drugi artykuł)” (PDF) , Biuletyn Towarzystwa Sejsmologicznego Ameryki , 46 (2): 105–145, doi : 10.1785 / BSSA0460020105.
- Gutenberg, Beno; Richter, Charles F. (1956b), „Wielkość i energia trzęsień ziemi” , Annali di Geofisica , 9 (1): 1–15.
-
Hanks, Thomas C .; Kanamori, Hiroo (10 maja 1979), „Skala wielkości momentu” (PDF) , Journal of Geophysical Research , 84 (B5): 2348–50, Bibcode : 1979JGR....84.2348H , doi : 10.1029/JB084iB05p02348 , zarchiwizowane od oryginału w dniu 21 sierpnia 2010 r
{{citation}}
: CS1 maint: nieodpowiedni adres URL ( link ) .
- Honda, Hirokichi (1962), „Mechanizm trzęsienia ziemi i fale sejsmiczne” , Journal of Physics of the Earth , 10 (2): 1–98, doi : 10.4294/jpe1952.10.2_1.
- Międzynarodowe Centrum Sejsmologiczne , Biuletyn ISC-EHB , Thatcham, Wielka Brytania
- Kanamori, Hiroo (10 lipca 1977), „Uwolnienie energii podczas wielkich trzęsień ziemi” (PDF) , Journal of Geophysical Research , 82 (20): 2981–2987, Bibcode : 1977JGR....82.2981K , doi : 10.1029/ jb082i020p02981.
- Kanamori, Hiroo (2 lutego 1978), „Quantification of Earthquakes” (PDF) , Nature , 271 (5644): 411–414, Bibcode : 1978Natur.271..411K , doi : 10.1038/271411a0 , S2CID 4185100.
- Kanamori, Hiroo; Anderson, Don L. (październik 1975), „Teoretyczne podstawy niektórych relacji empirycznych w sejsmologii” (PDF) , Bulletin of the Seismological Society of America , 65 (5): 1073–1095.
- Kassaras, Ioannis G.; Kapetanidis, Vasilis (2018), „Rozwiązywanie naprężeń tektonicznych przez odwrócenie mechanizmów ogniskowych trzęsienia ziemi. Zastosowanie w regionie Grecji. Samouczek”, w: D'Amico, Sebastiano (red.), Moment Tensor Solutions: A Useful Tool for Sejsmotektonika , s. 405–452, doi : 10.1007/978-3-319-77359-9_19 , ISBN 978-3-319-77358-2.
- Kostrov, BV (1974), „Moment sejsmiczny i energia trzęsień ziemi oraz sejsmiczny przepływ skał [po rosyjsku]”, Izwiestija, Akademi Nauk, ZSRR, Fizyka stałej ziemi [Earth Physics] , 1 : 23–44 (angielski Tłum. 12–21).
- Maruyama, Takuo (styczeń 1963), „O równoważnikach siły dynamicznych przemieszczeń sprężystych w odniesieniu do mechanizmu trzęsienia ziemi”, Biuletyn Instytutu Badań nad Trzęsieniami Ziemi , 41 : 467–486.
- Miyake, Teru (październik – grudzień 2017), „Wielkość, moment i pomiar: kontrowersje dotyczące mechanizmu sejsmicznego i jego rozwiązanie”, Studies in History and Philosophy of Science , 65–66: 112–120, Bibcode : 2017SHPSA..65. .112M , doi : 10.1016/j.shpsa.2017.02.002 , hdl : 10220/44522 , PMID 29195644.
- Pujol, Josè (marzec – kwiecień 2003b), „Siła ciała równoważna trzęsieniu ziemi: samouczek”, Seismological Research Letters , 74 (2): 163–168, CiteSeerX 10.1.1.915.6064 , doi : 10.1785/gssrl.74.2 0,163.
- Richter, Charles F. (styczeń 1935), „Instrumentalna skala wielkości trzęsienia ziemi” (PDF) , Biuletyn Towarzystwa Sejsmologicznego Ameryki , 25 (1): 1–32, Bibcode : 1935BuSSA..25....1R , doi : 10.1785/BSSA0250010001.
- Richter, Charles F. (1958), Elementary Seismology , WH Freeman, ISBN 978-0716702115, LCCN 58-5970.
- Stauder, William (1962), „Ogniskowe mechanizmy trzęsień ziemi”, w: Landsberg, HE; Van Mieghem, J. (red.), Postępy w geofizyce , tom. 9, s. 1–76, doi : 10.1016/S0065-2687(08)60527-0 , ISBN 9780120188093, LCCN 52-1226.
- Steketee, JA (1958a), „O dyslokacjach Volterry w pół-nieskończonym ośrodku elastycznym”, Canadian Journal of Physics , 36 (2): 192–205, Bibcode : 1958CaJPh..36..192S , doi : 10.1139/p58- 024.
- Steketee, JA (1958b), „Niektóre geofizyczne zastosowania teorii sprężystości dyslokacji”, Canadian Journal of Physics , 36 (9): 1168–1198, Bibcode : 1958CaJPh..36.1168S , doi : 10.1139/p58-123.
- Suzuki, Yasumoto (czerwiec 2001), „Kiyoo Wadati i droga do odkrycia średnio głębokiej strefy trzęsienia ziemi” , Odcinki , 24 (2): 118–123, doi : 10.18814/epiiugs/2001/v24i2/006.
- Thatcher, Wayne; Hanks, Thomas C. (10 grudnia 1973), „Parametry źródłowe trzęsień ziemi w południowej Kalifornii”, Journal of Geophysical Research , 78 (35): 8547–8576, Bibcode : 1973JGR....78.8547T , doi : 10.1029/JB078i035p08547.
- Tsuboi, S.; Abe, K.; Takano, K.; Yamanaka, Y. (kwiecień 1995), „Rapid Determination of Mw from Broadband P Waveforms”, Bulletin of the Seismological Society of America , 85 (2): 606–613.
- Udías, Agustín (1991), „Źródło mechanizmu trzęsień ziemi”, Postępy w geofizyce , 33 : 81–140, Bibcode : 1991AdGeo..33...81U , doi : 10.1016/S0065-2687(08)60441-0 , ISBN 9780120188338.
- Utsu, T. (2002), Lee, WHK; Kanamori, H.; Jennings, PC; Kisslinger, C. (red.), „Relacje między skalami wielkości”, International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology , International Geophysics, Academic Press, tom. Nie. 81, s. 733–46.
- Venkataraman, Anupama; Kanamori, H. (11 maja 2004), „Ograniczenia obserwacyjne dotyczące energii pękania trzęsień ziemi w strefie subdukcji” (PDF) , Journal of Geophysical Research , 109 (B05302): B05302, Bibcode : 2004JGRB..109.5302V , doi : 10.1029/ 2003JB002549.