Шкалы сейсмических магнитуд

Шкалы сейсмической магнитуды используются для описания общей силы или «размера» землетрясения . Они отличаются от шкал сейсмической интенсивности , которые классифицируют интенсивность или силу сотрясений земли (землетрясений), вызванных землетрясением в данном месте. землетрясения Магнитуды обычно определяются на основе измерений сейсмических волн , записанных на сейсмограмме . Шкалы магнитуд различаются в зависимости от того, какой аспект сейсмических волн измеряется и как они измеряются. Различные шкалы магнитуд необходимы из-за различий в землетрясениях, доступной информации и целях, для которых используются магнитуды.

Магнитуда землетрясения и интенсивность сотрясений земли

Изосейсмическая карта землетрясения в Иллинойсе 1968 года . Неравномерное распределение сотрясений возникает из-за изменений геологии и/или грунтовых условий.

Земная кора напряжена тектоническими силами. Когда это напряжение становится достаточно большим, чтобы разорвать земную кору или преодолеть трение, которое предотвращает соскальзывание одного блока земной коры мимо другого, высвобождается энергия, часть ее в виде различного рода сейсмических волн, вызывающих сотрясение земли или тряска.

Магнитуда — это оценка относительного «размера» или силы землетрясения и , следовательно, его потенциала вызвать сотрясение земли. Это «приблизительно связано с выделившейся сейсмической энергией».

Интенсивность относится к силе или силе сотрясений в данном месте и может быть связана с пиковой скоростью грунта. С помощью изосейстической карты наблюдаемых интенсивностей (см. иллюстрацию) магнитуду землетрясения можно оценить как по максимальной наблюдаемой интенсивности (обычно, но не всегда вблизи эпицентра ) , так и по площади области, где ощущалось землетрясение.

Интенсивность местных сотрясений земли зависит от нескольких факторов, помимо силы землетрясения. Одним из наиболее важных является состояние почвы. Например, толстые слои мягкой почвы (например, насыпи) могут усиливать сейсмические волны, часто на значительном расстоянии от источника, в то время как осадочные бассейны часто резонируют, увеличивая продолжительность сотрясений. Именно поэтому во время землетрясения в Лома-Приете в 1989 году район Марина в Сан-Франциско оказался одним из наиболее пострадавших районов, хотя и находился почти в 100 км от эпицентра. Геологические структуры также имели важное значение, например, там, где сейсмические волны, проходящие под южной оконечностью залива Сан-Франциско, отражались от основания земной коры в сторону Сан-Франциско и Окленда. Подобный эффект перенаправил сейсмические волны между другими крупными разломами в этом районе.

Шкалы величин

Типичная сейсмограмма. Сжимающие P-волны (следующие красным линиям) – по сути, звук, проходящий через горные породы – являются самыми быстрыми сейсмическими волнами и приходят первыми, обычно примерно через 10 секунд для землетрясения на расстоянии около 50 км. Боковые S-волны (следующие за зелеными линиями) приходят через несколько секунд, распространяясь чуть более чем в два раза медленнее, чем P-волны; задержка является прямым показателем расстояния до землетрясения. S-волнам может потребоваться час, чтобы достичь точки на расстоянии 1000 км. Обе эти волны представляют собой объемные волны , проходящие непосредственно через земную кору. За S-волнами следуют различные виды поверхностных волн – волны Лява и волны Рэлея – которые распространяются только на 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 наиболее серьезный ущерб.

Землетрясение излучает энергию в виде различных видов сейсмических волн , характеристики которых отражают природу как разрыва, так и земной коры, через которую проходят волны. Определение магнитуды землетрясения обычно включает идентификацию конкретных типов этих волн на сейсмограмме , а затем измерение одной или нескольких характеристик волны, таких как ее время, ориентация, амплитуда, частота или продолжительность. Дополнительные поправки вносятся по расстоянию, типу коры и характеристикам сейсмографа, записавшего сейсмограмму.

Различные шкалы магнитуд представляют собой разные способы определения величины на основе имеющейся информации. Все шкалы величин сохраняют логарифмическую шкалу, разработанную Чарльзом Рихтером , и корректируются таким образом, чтобы средний диапазон примерно коррелировал с исходной шкалой «Рихтера».

Большинство шкал магнитуд основаны на измерениях только части сейсмической волновой цепи землетрясения и поэтому являются неполными. В некоторых случаях это приводит к систематической недооценке величины, состоянию, называемому насыщением .

С 2005 года Международная ассоциация сейсмологии и физики недр Земли (IASPEI) стандартизировала процедуры измерений и уравнения для основных шкал магнитуд ML _, M _s , mb , mB и mb _Lg .

Шкала магнитуд «Рихтера»

Основная статья: шкала магнитуд Рихтера

Первая шкала для измерения магнитуд землетрясений, разработанная в 1935 году Чарльзом Ф. Рихтером и широко известная как шкала «Рихтера», на самом деле представляет собой магнитуды , метка ML или ML _{Шкала местной} . Рихтер установил две особенности, общие теперь для всех шкал величин.

1. Во-первых, шкала является логарифмической, так что каждая единица представляет собой десятикратное увеличение амплитуды сейсмических волн. Поскольку энергия волны пропорциональна A ^1.5 , где A обозначает амплитуду, каждая единица величины представляет собой 10 ^1.5 ≈32-кратное увеличение сейсмической энергии (силы) землетрясения.
2. Во-вторых, Рихтер произвольно определил нулевую точку шкалы как точку, в которой 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. . Последующие шкалы магнитуд калибруются так, чтобы примерно соответствовать исходной шкале «Рихтера» (местной) около 6 магнитуд.

Все «локальные» (ML) магнитуды основаны на максимальной амплитуде сотрясений земли без различия различных сейсмических волн. Они недооценивают силы:

• удаленных землетрясений (более ~600 км) из-за затухания поперечных волн,
• глубоких землетрясений, потому что поверхностные волны меньше, и
• сильных землетрясений (более М ~7), поскольку они не учитывают длительность сотрясений.

Первоначальная шкала «Рихтера», разработанная в геологическом контексте Южной Калифорнии и Невады, позже оказалась неточной для землетрясений в центральной и восточной частях континента (везде к востоку от Скалистых гор ) из-за различий в континентальной коре. . Все эти проблемы побудили разработку других масштабов.

Большинство сейсмологических органов, таких как Геологическая служба США , сообщают о землетрясениях магнитудой выше 4,0 как о моментной магнитуде (ниже), которую пресса описывает как «магнитуду Рихтера».

Другие «локальные» шкалы величин.

Оригинальная «местная» шкала Рихтера была адаптирована для других населенных пунктов. Они могут быть помечены как «ML» или строчной буквой «. l", либо М l, или М _l. (Не путать с российской шкалой поверхностных волн MLH. ) Сравнимы ли значения, зависит от того, были ли адекватно определены местные условия и соответствующим образом скорректирована формула.

Шкала магнитуд Японского метеорологического агентства

Основная статья: Шкала магнитуд Японского метеорологического агентства

В Японии для неглубоких (глубиной < 60 км) землетрясений в радиусе 600 км Японское метеорологическое агентство рассчитывает величина, обозначенная MJMA , M _JMA или M _J. (Их не следует путать с моментными величинами, рассчитываемыми JMA, которые обозначаются M _w (JMA) или M ^(ЯМА) , ни со шкалой интенсивности Синдо .) Величины JMA основаны (как это типично для местных шкал) на максимальной амплитуде движения грунта ; они согласны «довольно хорошо» с магнитудой сейсмического момента M _w в пределах от 4,5 до 7,5, но недооценивать большие величины.

Шкалы величин объемных волн

Основная статья: Величина объемной волны

Объемные волны состоят из P-волн , которые приходят первыми (см. сейсмограмму), или S-волн , или их отражений. Объемные волны проходят напрямую через скалу.

масштаб МБ

Первоначальная «величина объемной волны» - mB или m _B (заглавная буква «B») - была разработана Гутенбергом 1945c и Гутенбергом и Рихтером 1956 г. преодолеть ограничения по расстоянию и величине шкалы ML _, присущие использованию поверхностных волн. mB основан на P- и S-волнах, измеренных в течение более длительного периода, и не достигает насыщения примерно до M 8. Однако он не чувствителен к событиям меньше, чем примерно M 5,5. От использования мБ в первоначальном виде в значительной степени отказались. теперь заменен стандартизированной шкалой mB _BB   .

масштаб МБ

Шкала mb или mb _{(строчные «m» и «b») аналогична mB, но использует только P-волны ,} измеренные в первые несколько секунд на конкретной модели короткопериодного сейсмографа. Он был представлен в 1960-х годах с созданием Всемирной сети стандартизированных сейсмографов (WWSSN); короткий период улучшает обнаружение более мелких событий и лучше различает тектонические землетрясения и подземные ядерные взрывы.

Измерение мб менялось несколько раз. Согласно первоначальному определению Гутенберга (1945c), m _b основывалось на максимальной амплитуде волн в первые 10 секунд или более. Однако продолжительность периода влияет на полученную величину. Ранняя практика USGS/NEIC заключалась в измерении mb в первую секунду (только первые несколько P-волн). ), но с 1978 года измеряют первые двадцать секунд. Современная практика заключается в измерении короткопериодной шкалы mb с периодами менее трех секунд, тогда как широкополосная шкала mB _BB   измеряется с периодами до 30 секунд.

мб _Lg шкала

Различия в земной коре Северной Америки к востоку от Скалистых гор делают эту территорию более чувствительной к землетрясениям. Здесь показано: землетрясение в Новом Мадриде 1895 года , М ~6, ощущалось на большей части центральной части США, тогда как землетрясение в Нортридже 1994 года , хотя почти в десять раз сильнее с М 6,7, ощущалось только в южной Калифорнии. Из информационного бюллетеня Геологической службы США 017–03.

Региональная шкала mb _Lg , также обозначаемая mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn и m _N , была разработана Наттли (1973) для решения проблемы, с которой не могла справиться исходная шкала ML _: вся Северная Америка к востоку от Скалистых гор. Горы . Шкала ML _{базальтовой} была разработана в южной Калифорнии, которая лежит на блоках океанической коры, обычно или осадочной породы, приросшей к континенту. К востоку от Скалистых гор континент представляет собой кратон , толстую и в значительной степени стабильную массу континентальной коры, состоящую в основном из гранита , более твердой породы с различными сейсмическими характеристиками. В этой области _{шкала ML} дает аномальные результаты для землетрясений, которые по другим меркам казались эквивалентными землетрясениям в Калифорнии.

Наттли решил эту проблему, измерив амплитуду короткопериодных (~ 1 с) волн Lg. Сложная форма волны Лява , которая, хотя и была поверхностной волной, как он обнаружил, дала результат, более тесно связанный со шкалой mb, чем со шкалой M _s . Волны Lg быстро затухают на любом океаническом пути, но хорошо распространяются через гранитную континентальную кору, а Mb _Lg часто используется в областях стабильной континентальной коры; это особенно полезно для обнаружения подземных ядерных взрывов.

Шкалы магнитуд поверхностных волн

Основная статья: Величина поверхностных волн

Поверхностные волны распространяются вдоль поверхности Земли и в основном представляют собой либо волны Рэлея , либо волны Лява . 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 , MS и _. Ms , _Ms основана на процедуре, разработанной Бено Гутенбергом в 1942 году для измерения неглубоких землетрясений, более сильных или более отдаленных, чем могла выдержать первоначальная шкала Рихтера. Примечательно, что он измерял амплитуду поверхностных волн (которые обычно производят наибольшую амплитуду) в течение периода «около 20 секунд». Масштаб M _s примерно совпадает с ML _на уровне ~6, затем расходится примерно на ползвездной величины. Редакция Наттли (1983) , иногда обозначаемая M _Sn , измеряет только волны первой секунды.

Модификация - «формула Москва-Прага» - была предложена в 1962 г. и рекомендована IASPEI в 1967 г.; это основа стандартизированной шкалы M _s20 ( Ms_20 , M _s (20) ). «Широкополосный» вариант ( Ms_BB , M _s (BB) ) измеряет наибольшую амплитуду скорости в цуге волн Рэлея в течение периодов до 60 секунд. Шкала M _S7 , используемая в Китае, представляет собой вариант шкалы M _s, откалиброванную для использования с долгопериодным сейсмографом китайского производства «тип 763».

Шкала MLH , используемая в некоторых частях России, на самом деле представляет собой величину поверхностных волн.

Шкалы величин момента и энергии

Основная статья: Шкала моментной величины

Другие шкалы магнитуд основаны на аспектах сейсмических волн, которые лишь косвенно и не полностью отражают силу землетрясения, включают в себя другие факторы и обычно ограничены в некотором отношении по величине, глубине очага или расстоянию. Шкала моментной магнитуды – Mw или Mw _– разработана сейсмологами Томасом Хэнксом и Хироо Канамори . землетрясения основан на сейсмическом моменте , M ₀ показателе того, какую работу совершает землетрясение при скольжении одного куска камня мимо другого куска камня. Сейсмический момент измеряется в Ньютон-метрах (Нм или Н·м ) в системе измерения СИ или в дина-сантиметрах (дин-см; 1 дин-см = 10). ⁻⁷ Нм ) в старой системе СГС . В простейшем случае момент можно рассчитать, зная только величину скольжения, площадь поврежденной или соскользнувшей 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.

основой шкал M _wb , M _wr , M _wc , M _ww , M _wp , Mi _и M Сейсмический момент землетрясения можно оценить различными способами, которые являются _wpd , всех подтипов общей шкалы M _w . см . в разделе «Шкала моментных величин § Подтипы» Подробности .

Сейсмический момент считается наиболее объективной мерой «размера» землетрясения с точки зрения общей энергии. Однако он основан на простой модели разрыва и на некоторых упрощающих предположениях; он не учитывает тот факт, что доля энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, варьируется в зависимости от землетрясения.

Большая часть общей энергии землетрясения, измеряемой M _w, рассеивается в виде трения (что приводит к нагреву земной коры). Потенциал землетрясения вызвать сильное сотрясение земли зависит от сравнительно небольшой доли энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, и лучше измеряется по магнитуд энергии шкале Me _e . Доля общей энергии, излучаемой в виде сейсмических волн, сильно варьируется в зависимости от механизма очага и тектонической среды; Me _для и M _w очень похожих землетрясений могут отличаться на целых 1,4 единицы.

Несмотря на полезность шкалы Me _, она обычно не используется из-за трудностей с оценкой излучаемой сейсмической энергии.

Два землетрясения, сильно различающиеся по нанесенному ущербу

В 1997 году у берегов Чили произошло два сильных землетрясения. Магнитуда первой, июльской, оценивалась в M _w 6,9, но она почти не ощущалась, и только в трех местах. В октябре землетрясение силой 7,1 балла _почти в том же месте, но вдвое большей глубины и по другому типу разлома, ощущалось на обширной территории, в результате чего пострадало более 300 человек и было разрушено или серьезно повреждено более 10 000 домов. Как видно из таблицы ниже, это несоответствие нанесенного ущерба не отражается ни на величине момента (M _w ), ни на величине поверхностной волны (M _s ). Только когда магнитуда измеряется на основе объемной волны (mb) или сейсмической энергии (M _e ), существует разница, сравнимая с разницей в ущербе.

Дата	ISC №	Годы.	Длинный.	Глубина	Повреждать	РС ​	М ш	мб	Мне ​	Тип неисправности
0 6 июля 1997 г.	1035633	−30.06	−71.87	23 км	Едва чувствуется	6.5	6.9	5.8	6.1	межплитный надвиг
15 октября 1997 г.	1047434	−30.93	−71.22	58 км	Обширный	6.8	7.1	6.8	7.5	внутриплитный-нормальный
Разница:						0.3	0.2	1.0	1.4

Переработано и адаптировано на основе Таблицы 1 в Choy, Boatwright & Kirby 2001 , p. 13. См. также в IS 3.6 2012 , с. 7.

Шкала класса энергопотребления ( К -класса)

Основная статья: Класс энергопотребления

К (от русского слова класс, «класс», в смысле категории ) — мера магнитуды землетрясений в энергетическом классе или системе К-класса , разработанная в 1955 году советскими сейсмологами в отдаленном Гармском ( Таджикистан ) регионе Центральной Азии; в пересмотренной форме он до сих пор используется для описания местных и региональных землетрясений во многих государствах, ранее входивших в состав Советского Союза (включая Кубу). Основанный на сейсмической энергии (K = log ES _, в Джоулях ), сложность его реализации с использованием технологии того времени привела к пересмотру в 1958 и 1960 годах. Адаптация к местным условиям привела к различным региональным шкалам K, таким как K _F и К _С. ​

Значения K являются логарифмическими, похожими на величины в стиле Рихтера, но имеют другой масштаб и нулевую точку. Значения К в диапазоне от 12 до 15 примерно соответствуют М от 4,5 до 6. M(K) , M _(K) или, возможно, M _K указывает величину M, рассчитанную на основе энергетического класса K.

Шкалы магнитуд цунами

Землетрясения, вызывающие цунами, обычно происходят относительно медленно, выделяя больше энергии за более длительные периоды (более низкие частоты), чем обычно используется для измерения магнитуды. Любой перекос в спектральном распределении может привести к увеличению или уменьшению цунами, чем ожидалось для номинальной магнитуды. Шкала магнитуды цунами, M _t , основана на корреляции Кацуюки Абэ сейсмического момента землетрясения (M ₀ ) с амплитудой волн цунами, измеренной приливными датчиками. Первоначально предназначенная для оценки магнитуды исторических землетрясений, когда сейсмические данные отсутствуют, но существуют данные о приливах, корреляция может быть обращена вспять, чтобы спрогнозировать высоту прилива по магнитуде землетрясения. (Не путать с высотой приливной волны или наката , которая представляет собой эффект интенсивности, контролируемый местной топографией.) В условиях низкого шума можно предсказать волны цунами высотой всего 5 см, что соответствует землетрясению. М ~6,5.

Другой шкалой, имеющей особое значение для предупреждения о цунами, является мантийная шкала магнитуд M _m . Это основано на волнах Рэлея, которые проникают в мантию Земли и могут быть определены быстро и без полного знания других параметров, таких как глубина землетрясения.

Шкалы продолжительности и величины Coda

Основная статья: Магнитуда продолжительности землетрясения

M _d обозначает различные масштабы, которые оценивают магнитуду по продолжительности или длине некоторой части сейсмического волнового цуга. 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) и предотвращения измерения максимальной амплитуды волны, так и слабых землетрясений, максимальная амплитуда которых не точно измерено. Даже в случае далеких землетрясений измерение продолжительности тряски (а также амплитуды) позволяет лучше измерить общую энергию землетрясения. Измерение продолжительности включено в некоторые современные шкалы, такие как _Mwpd и _mBc .

Шкалы M _c обычно измеряют продолжительность или амплитуду части сейсмической волны, кода . На коротких расстояниях (менее 100 км) они могут обеспечить быструю оценку магнитуды до того, как станет известно точное местоположение землетрясения.

Шкалы макросейсмических магнитуд

Шкалы магнитуд обычно основаны на инструментальных измерениях некоторых аспектов сейсмической волны, записанных на сейсмограмме. Там, где такие записи не существуют, магнитуды можно оценить на основе отчетов о макросейсмических событиях, например, описанных с помощью шкал интенсивности.

Один из подходов к этому (разработанный Бено Гутенбергом и Чарльзом Рихтером в 1942 г.) ) связывает наблюдаемую максимальную интенсивность (предположительно над эпицентром), обозначенную I ₀ (заглавная I с подстрочным нулем), к звездной величине. Было рекомендовано обозначать величины, рассчитанные на этой основе, M _w (I ₀ ) , но иногда обозначаются более общим обозначением M _ms .

Другой подход состоит в том, чтобы составить изосейстическую карту , показывающую область, над которой ощущался определенный уровень интенсивности. Размер «войлочной площади» также может быть связан с величиной (на основе работы Франкеля, 1994 г. и Джонстона, 1996 г. ). Хотя рекомендуемое обозначение магнитуд, полученных таким способом, — M ₀ (An) , наиболее часто встречающаяся метка — M _fa . Вариант M _La , адаптированный для Калифорнии и Гавайев, определяет локальную магнитуду (ML ₎ на основе размера области, на которую воздействует данная интенсивность. М _I (прописная буква " I", в отличие от строчной буквы в M _i) использовалось для моментных магнитуд, оцененных на основе изосейстической интенсивности, рассчитанной согласно Johnston 1996 .

Пиковая скорость грунта (PGV) и пиковое ускорение грунта (PGA) являются мерами силы, вызывающей разрушительное сотрясение грунта. В Японии сеть акселерометров сильных движений предоставляет данные PGA, которые позволяют проводить корреляцию на конкретном участке с землетрясениями различной магнитуды. Эту корреляцию можно инвертировать, чтобы оценить сотрясение земли на этом участке из-за землетрясения заданной магнитуды на заданном расстоянии. На основе этого карта, показывающая области вероятного ущерба, может быть подготовлена ​​в течение нескольких минут после фактического землетрясения.

Другие шкалы величин

Было разработано или предложено множество шкал магнитуд землетрясений, некоторые из которых так и не получили широкого признания и остались лишь в качестве малоизвестных ссылок в исторических каталогах землетрясений. Другие шкалы использовались без определенного названия, часто называемые «методом Смита (1965)» (или аналогичным языком), при этом авторы часто пересматривали свой метод. Кроме того, сейсмологические сети различаются по способу измерения сейсмограмм. Если подробности определения величины неизвестны, в каталогах масштаб будет указан как неизвестный (различные варианты: Unk , Ukn или UK ). В таких случаях величина считается общей и приблизительной.

Метка M _h («амплитуда, определенная вручную») использовалась в тех случаях, когда магнитуда слишком мала или данные слишком скудны (обычно от аналогового оборудования) для определения локальной магнитуды, или когда множественные толчки или культурный шум усложняют запись. Сейсмическая сеть Южной Калифорнии использует эту «амплитуду», когда данные не соответствуют критериям качества.

Особым случаем является «Сейсмичность Земли» каталог Гутенберга и Рихтера (1954) . Провозглашенный важной вехой в создании всеобъемлющего глобального каталога землетрясений с единообразно рассчитанными магнитудами. они никогда не публиковали полную информацию о том, как они определили эти величины. Следовательно, хотя в некоторых каталогах эти величины идентифицируются как M _GR , в других используется UK (что означает «неизвестный метод расчета»). Последующее исследование показало, что многие значения M _« значительно завышены». Дальнейшие исследования показали, что большинство магнитуд MGR _« в основном составляют M _s для крупных толчков на глубине менее 40 км, но в основном составляют mB для крупных толчков на глубинах 40–60 км». Гутенберг и Рихтер также использовали курсив, нежирный шрифт « М без нижнего индекса». - также используется как общая величина, и не путать с жирным, не курсивом M, используемым для обозначения моментной величины , - и «единой величины» m (выделено жирным шрифтом). Хотя эти термины (с различными поправками) использовались в научных статьях до 1970-х годов, сейчас они представляют лишь исторический интерес. Обычная (не курсивная, нежирная) заглавная буква «М» без нижнего индекса часто используется для обозначения величины в целом, когда точное значение или конкретный используемый масштаб не важны.

См. также

• Величина полноты
• Эпицентральное расстояние

Общие и цитируемые источники

• Абэ, К. (апрель 1979 г.), «Размер сильных землетрясений 1837–1874 годов, определенный на основе данных о цунами», Journal of Geophysical Research , 84 (B4): 1561–1568, Бибкод : 1979JGR....84.1561A , doi : 10.1029/JB084iB04p01561 .

• Абэ, К. (октябрь 1981 г.), «Магниты крупных неглубоких землетрясений с 1904 по 1980 год», Физика Земли и недр планет , 27 (1): 72–92, Бибкод : 1981PEPI...27...72A , дои : 10.1016/0031-9201(81)90088-1 .

• Абэ, К. (сентябрь 1989 г.), «Количественная оценка цунамигенных землетрясений по шкале M _t », Tectonophysicals , 166 (1–3): 27–34, Bibcode : 1989Tectp.166...27A , doi : 10.1016/0040- 1951(89)90202-3 .

• Абэ, К; Ногучи, С. (август 1983 г.), «Пересмотр магнитуд крупных неглубоких землетрясений, 1897–1912 гг.», Физика Земли и недр планет , 33 (1): 1–11, Бибкод : 1983PEPI...33... .1А , номер документа : 10.1016/0031-9201(83)90002-X .

• Андерсон, Дж. Г. (2003), «Глава 57: Сейсмология сильных движений», Международный справочник по землетрясениям и инженерной сейсмологии, Часть B , стр. 937–966, ISBN  0-12-440658-0 .

• Бинди, Д.; Паролай, С.; Ох, К.; Абдрахматов А.; Муралиев А.; Жшау, Дж. (октябрь 2011 г.), «Уравнения прогнозирования интенсивности для Центральной Азии», Geophysical Journal International , 187 : 327–337, Бибкод : 2011GeoJI.187..327B , doi : 10.1111/j.1365-246X.2011.05142.x .

• Блэкфорд, Мэн (1984), «Использование шкалы магнитуд Абэ системой предупреждения о цунами». (PDF) , Наука об опасностях цунами , 2 (1): 27–30 .

• Болт, BA (1993), Землетрясения и геологические открытия , Научно-американская библиотека, ISBN  0-7167-5040-6 .

• Борман, П., изд. (2012), Новое руководство для сейсмологических обсерваторий, практика 2 (NMSOP-2) , Потсдам: IASPEI/GFZ Немецкий исследовательский центр геонаук, doi : 10.2312/GFZ.NMSOP-2 .

• Борман П. (2012), «Информационный листок 3.1: Формулы и таблицы калибровки магнитуды, комментарии по их использованию и дополнительные данные». , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологических обсерваторий 2 (NMSOP-2) , номер документа : 10.2312/GFZ.NMSOP-2_DS_3.1 , заархивировано из оригинала (PDF) 04 августа 2019 г. , получено в 2017 г. 06-28 .

• Борман, П. (2012), «Упражнение 3.1: Определение магнитуды» , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологических обсерваторий 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312/GFZ.NMSOP-2_EX_3 , заархивировано из оригинала. (PDF) от 04 августа 2019 г. , получено 28 июня 2017 г.

• Борман, П. (2013), «Информационный лист 3.2: Предложение по уникальной номенклатуре магнитуд и амплитуд» , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологических обсерваторий 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312/GFZ.NMSOP- 2_IS_3.3 , заархивировано из оригинала (PDF) 4 августа 2019 г. , получено 28 июня 2017 г.

• Борман, П.; Дьюи, JW (2014), «Информационный лист 3.3: Новые стандарты IASPEI для определения величин на основе цифровых данных и их связи с классическими величинами». , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологических обсерваторий 2 (NMSOP-2) , номер документа : 10.2312/GFZ.NMSOP-2_IS_3.3 , заархивировано из оригинала (PDF) 04 августа 2019 г. , получено в 2017 г. 06-28 .

• Борман, П.; Фугита, К.; Макки, КГ; Гусев А. (июль 2012 г.), «Информационный лист 3.7: Российская система класса K, ее связь с магнитудами и ее потенциал для будущего развития и применения» , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологических обсерваторий 2 ( NMSOP-2) , doi : 10.2312/GFZ.NMSOP-2_IS_3.7 , заархивировано из оригинала (PDF) 4 августа 2019 г. , получено 28 июня 2017 г.

• Борман, П.; Лю, Р.; Рен, X.; Гутдойч, Р.; Кайзер, Д.; Кастелларо, С. (2007), «Мощности китайской национальной сети, их связь с величинами NEIC и рекомендации по новым стандартам величин IASPEI», Bull. Сейсм. Соц. Являюсь. , том. 97, стр. 114–127 .

• Борман, П.; Сол, Дж. (2009), «Масштаб землетрясения» (PDF) , Энциклопедия сложности и прикладных системных наук , том. 3, стр. 2473–2496 .

• Борман, П.; Вендт, С.; Ди Джакомо, Д. (2013), «Глава 3: Сейсмические источники и параметры источников» , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологических обсерваторий 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312/GFZ.NMSOP-2_ch3 , заархивировано из оригинала (PDF) 4 августа 2019 г. , получено 28 июня 2017 г.

• Чен, TC; Помрой, П.В. (1980), Региональное распространение сейсмических волн .

• Чой, Г.Л.; Боутрайт, Дж. Л. (2012), «Информационный лист 3.6: Излучаемая сейсмическая энергия и величина энергии» , в Бормане (ред.), Новое руководство по практике сейсмологических обсерваторий 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312/GFZ.NMSOP-2_IS_3. 6 , заархивировано из оригинала (PDF) 4 августа 2019 г. , получено 28 июня 2017 г.

• Чой, Г.Л.; Боутрайт, Дж. Л.; Кирби, С. (2001), «Излученная сейсмическая энергия и видимое напряжение межплитных и внутриплитных землетрясений в условиях зоны субдукции: последствия для оценки сейсмической опасности» (PDF) , Геологическая служба США , отчет об открытом файле 01-0005 .

• Чунг, Д.Х.; Бернройтер, Д.Л. (1980), Региональные взаимоотношения между шкалами магнитуд землетрясений. , ОСТИ   5073993 , НУРЭГ/CR-1457.

• Дой, К. (2010), «Операционные процедуры участвующих агентств» (PDF) , Бюллетень Международного сейсмологического центра , 47 (7–12): 25, ISSN   2309-236X . Также доступно здесь (нумерация разделов изменена).

• Энгдаль, ER; Вильясеньор, А. (2002), «Глава 41: Глобальная сейсмичность: 1900–1999», в Ли, WHK; Канамори, Х.; Дженнингс, ПК; Кисслингер, К. (ред.), Международный справочник по землетрясениям и инженерной сейсмологии (PDF) , том. Часть А, Academic Press, стр. 665–690, ISBN  0-12-440652-1 .

• Франкель, А. (1994), «Последствия ощущаемых отношений площади и магнитуды для масштабирования землетрясений и средней частоты заметных движений грунта», Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 84 (2): 462–465 .

• Грюнталь, Г. (2011), «Землетрясения, Интенсивность» , в Гупте, Х. (ред.), Энциклопедия геофизики твердой Земли , стр. 237–242, ISBN  978-90-481-8701-0 .

• Гутенберг, Б. (январь 1945a), «Амплитуды поверхностных волн и магнитуды неглубоких землетрясений» (PDF) , Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 35 (1): 3–12 .

• Гутенберг, Б. (1 апреля 1945c), «Определение магнитуды глубокофокусных землетрясений» (PDF) , Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 35 (3): 117–130

• Гутенберг, Б.; Рихтер, К.Ф. (1936), «О сейсмических волнах (третья статья)», « Вклад Герланда в геофизику» , 47 : 73–131 .

• Гутенберг, Б.; Рихтер, К.Ф. (1942), «Масштаб, интенсивность, энергия и ускорение землетрясения», Бюллетень Сейсмологического общества Америки : 163–191, ISSN   0037-1106 .

• Гутенберг, Б.; Рихтер, К. Ф. (1954), Сейсмичность Земли и связанные с ней явления (2-е изд.), Princeton University Press , 310 стр.

• Гутенберг, Б.; Рихтер, К.Ф. (1956), «Магнита и энергия землетрясений» (PDF) , Annali di Geofisica , 9 : 1–15.

• Хавсков Ю.; Оттемёллер, Л. (октябрь 2009 г.), Обработка данных о землетрясениях (PDF) .

• Хаф, SE (2007), Шкала Рихтера: мера землетрясения, мера человека , Princeton University Press, ISBN  978-0-691-12807-8 , получено 10 декабря 2011 г.

• Хаттон, ЛК; Бур, Дэвид М. (декабрь 1987 г.), « в _{Шкала ML} Южной Калифорнии» (PDF) , Nature , 271 : 411–414, Бибкод : 1978Natur.271..411K , doi : 10.1038/271411a0 .

• Хаттон, Кейт; Весснер, Йохен; Хоксон, Эгилл (апрель 2010 г.), «Мониторинг землетрясений в Южной Калифорнии в течение семидесяти семи лет (1932–2008 гг.)» (PDF) , Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 100 (1): 423–446, doi : 10.1785/ 0120090130

• Джонстон, А. (1996), «Оценка сейсмического момента землетрясений в стабильных континентальных регионах – II. Историческая сейсмичность», Geophysical Journal International , 125 (3): 639–678, Бибкод : 1996GeoJI.125..639J , doi : 10.1111 /j.1365-246x.1996.tb06015.x .

• Канамори, Х. (10 июля 1977 г.), «Выделение энергии при сильных землетрясениях» (PDF) , Journal of Geophysical Research , 82 (20): 2981–2987, Бибкод : 1977JGR....82.2981K , doi : 10.2910 /JB082i020p02981 .

• Канамори, Х. (апрель 1983 г.), «Шкала магнитуд и количественная оценка землетрясений» (PDF) , Tectonophysicals , 93 (3–4): 185–199, Бибкод : 1983Tectp..93..185K , doi : 10.1016/0040- 1951(83)90273-1 .

• Кацумата, А. (июнь 1996 г.), «Сравнение магнитуд, оцененных Японским метеорологическим агентством, с моментными магнитудами средних и глубоких землетрясений», Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 86 (3): 832–842 .

• Макрис, Н.; Блэк, CJ (сентябрь 2004 г.), «Оценка пиковой скорости грунта как «хорошая» мера интенсивности для движений грунта вблизи источника», Journal of Engineering Mechanics , 130 (9): 1032–1044, doi : 10.1061/(asce) 0733-9399(2004)130:9(1032) .

• Муссон, РМ; Чечич, И. (2012), «Глава 12: Интенсивность и шкалы интенсивности» , Борман (редактор), Новое руководство по практике сейсмологических обсерваторий 2 (NMSOP-2) , doi : 10.2312/GFZ.NMSOP-2_ch12 , заархивировано из оригинал (PDF) от 04 августа 2019 г. , получено 28 июня 2017 г.

• Наттли, О.В. (10 февраля 1973 г.), «Затухание сейсмических волн и соотношение магнитуд в восточной части Северной Америки», Journal of Geophysical Research , 78 (5): 876–885, Бибкод : 1973JGR....78..876N , doi : 10.1029/JB078i005p00876 .

• Наттли, О.В. (апрель 1983 г.), «Средние соотношения сейсмических источников и параметров для землетрясений средней плиты», Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 73 (2): 519–535 .

• Раутиан Т.Г.; Халтурин, В.И.; Фудзита, К.; Макки, КГ; Кендалл, А.Д. (ноябрь – декабрь 2007 г.), «Происхождение и методология российской энергетической системы класса K и ее связь с масштабами магнитуд» (PDF) , Seismological Research Letters , 78 (6): 579–590, doi : 10.1785/ gssrl.78.6.579 .

• Раутиан, Т.; Лейт, В.С. (сентябрь 2002 г.), «Разработка составных региональных каталогов сейсмичности бывшего Советского Союза». (PDF) , 24-й обзор сейсмических исследований – Мониторинг ядерных взрывов: инновации и интеграция , Понте-Ведра-Бич, Флорида: Лаборатория атмосферной акустики .

• Рихтер, К.Ф. (январь 1935 г.), «Инструментальная шкала магнитуд землетрясений» (PDF) , Бюллетень Сейсмологического общества Америки , 25 (1): 1–32, заархивировано из оригинала (PDF) 10 июля 2018 г. , получено 21 июня 2017 г.

• Спенс, В.; Сипкин, С.А.; Чой, Г.Л. (1989), «Измерение размера землетрясения» (PDF) , Землетрясения и вулканы , 21 (1): 58–63 .

• Стовер, CW; Коффман, Дж.Л. (1993), Сейсмичность Соединенных Штатов, 1568–1989 (пересмотренный) (PDF) , Профессиональный документ Геологической службы США 1527 .

Внешние ссылки

• Перспектива: графическое сравнение выделения энергии землетрясения – Тихоокеанский центр предупреждения о цунами
• USGS ShakeMap Предоставляет карты движения грунта и интенсивности сотрясений в режиме, близком к реальному времени, после сильных землетрясений.