Wielkość trzęsień ziemi

Miarą wielkości trzęsień ziemi jest magnituda .

Pojęcie magnitudy zostało wprowadzone w roku 1935 przez Charles'a Richtera, który stworzył skalę magnitud ML. Skala ta została stworzona dla opisu średniej wielkości trzęsień występujących w południowej Kalifornii i obserwowanych przez przyrządy rozmieszczone w odległościach do 600 km. Skalę tą przyjęło się nazywać Skalą Richtera. Metoda pomiaru wielkości trzęsień ziemi określona przez Charles'a Richtera daje wyniki od 3 do 7. W szczególności nie daje się uzyskać M<3 ponieważ takie trzęsienia są zbyt słabe dla tej metody, natomiast w stosunku do trzęsień dużych metoda Richtera posiada wadę i nigdy nie da wyniku ML>7.4, nieważne jak duże trzęsienie byłoby naprawdę. Dodatkowo, metoda Richtera zakłada podłoże geologiczne takie jak w południowej Kalifornii - i dla innych rejonów świata wyniki mogą być błędne nawet o 0.3 jednostki.

Nowoczesne metody pomiaru magnitudy opierają się na pomiarze fal powierzchniowych (MS), fal objętościowych na dużych odległościach (mb), długości zapisu (mD), wielkości tzw. momentu sejsmicznego (Mw), i in. Wszystkie nowoczesne metody są skonstruowane tak aby dawały wyniki zgodne ze Skalą Richtera w zakresie stosowalności tej skali (t.j. w zakresie magnitud od 3 do 7). W kwestii wielkości trzęsień ziemi istnieje nieporozumienie, ponieważ w powszechnym rozumieniu, powielanym przez środki masowego przekazu, uważane jest że trzęsienia ziemi mierzy się Skalą Richtera i taka informacja zwykle jest oczekiwana przez ludzi, podczas gdy w rzeczywistości naukowcy już od 30 lat (1979 r.) odeszli od stosowania metody Richtera.

Używane są różne metody pomiaru magnitudy. Zjawiska obserwowane na bliskich odległościach są najczęściej mierzone z uźyciem skal lokalnych, będących modyfikacjami formalizmu Richtera, dostosowanymi do danego rejonu świata. W przypadku trzęsień odległych, pierwsze oszacowania wielkości trzęsień są z konieczności oparte na falach objętościowych, które dochodzą najszybciej do rejestrujących stacji sejsmicznych. Metoda ta jest jednak mało dokładna, szczególnie w przypadku zjawisk o ogniskach płytko pod powierzchnią Ziemi (do 33 km). Podanie magnitudy MS jest możliwe po dotarciu fal powierzchniowych do stacji sejsmicznej, w praktyce - w przypadku najbardziej odległych trzęsień ziemi z antypodów - dopiero po godzinie od wystąpienia zjawiska. Metoda MS posiada też ograniczenie w postaci założenia że trzęsienie występuje w określonym punkcie. Założenie to nie jest spełnione w przypadku największych trzęsień, tak dużych że rozmiarów ich ognisk nie daje się zaniedbać w porównaniu do odległości z ogniska do stacji. W praktyce więc nie można uzyskać magnitudy MS powyżej 9.0, nieważne jak duże trzęsienie byłoby naprawdę. Dla największych trzęsień ziemi jedyną wiarygodną metodą wyznaczenia magnitudy jest pomiar momentu sejsmicznego.

Moment sejsmiczny wiąże wielkość trzęsienia z parametrami fizycznymi, w szczególnosci wynosi on M0 = E A u , gdzie E jest modułem sztywności ośrodka skalnego w którym dochodzi do trzęsienia, A - powierzchnią uskoku jaka zostaje rozerwana w wyniku wstrząsu, u - średnim przesunięciem mas skalnych podczas trzęsienia. Metodę tą zdefiniowali Hanks i Kanamori w 1979 r. Autorzy ci dowiązali moment sejsmiczny do dawnej Skali Richtera poprzez relację Mw = 0.666 log(M0) - 6.05 , gdzie M0 jest momentem sejsmicznym podanym w jednostkach N m (niuton razy metr). W zasadzie więc właściwsze byłoby mówienie dziś o skali Hanks'a-Kanamori'ego, gdyby nie fakt że sami autorzy używając terminu magnituda prosili środowisko sejsmologiczne aby nie nazywać skali ich imionami i tym samym nie odbierać zasług Charles'owi Richterowi. W 1979 r. Charles Richter był zasłużonym emerytowanym naukowcem (zmarł 30 września 1985 r. w wieku 85 lat.)

W praktyce w katalogach sejsmologicznych różne rodzaje magnitud występują naprzemiennie. Magnitudę Mw można podać dla dużych i średnich trzęsień rejestrowanych globalnie lub ponadregionalnie, oraz dla wstrząsów bliskich, rejestrowanych przez liczne sejsmometry. W przypadku trzęsień małych, obserwowanych na odległościach regionalnych (od 300 do 2000 km), zbyt dużych aby móc przyjąc jednolitą strukturę budowy skorupy ziemi, a zbyt małych aby stosować uśredniony model budowy Ziemi, wyznaczenie momentu sejsmicznego bywa trudne. Alternatywne metody pomiaru magnitudy bywają również stosowane dla wygody lub prostoty.

Magnituda nie posiada ograniczeń innych niż fizyczne. W praktyce nie można zmierzyć magnitud poniżej -4 (minus cztery; występują np. na próbkach skalnych w laboratoriach); nie występują również magnitudy ponad 10 z uwagi na ograniczoną zdolność gromadzenia naprężeń przez ośrodek skalny.

Pojęcie magnitudy = wielkości trzęsienia ziemi bywa często mylone z siłą samych drgań gruntu. Siła drgań jest mierzona w 12-stopniowej skali intensywności EMS-98, dawniej w Skali Mercalli'ego. To siła drgań jest tym czynnikiem, który decyduje o zniszczeniach a nie sama wielkość trzęsienia ziemi. Istnieje oczywiście zależność że w ogólności większe trzęsienie wywołuje większe drgania, nie jest to jednak zależność bezpośrednia. W szczególności, mniejsze zjawisko może wywołać większe drgania jeżeli jego ognisko znajduje się płycej niż ognisko zjawiska większego. Intensywność drgań zależy także od odległości od epicentrum; to samo trzęsienie w różnych odległościach od epicentrum ma różne intensywności. Intensywność zależy także od innych czynników, m.in. rodzaju utworów geologicznych w danym miejscu.

opracował: Paweł Wiejacz