מגניטודה

מתוך אנציקלופדיה, המכון למדעי כדור הארץ, האוניברסיטה העברית

(הופנה מהדף סייסמומטר)
קפיצה אל: ניווט, חיפוש

מגניטודה

איור 1: סולם עוצמת רעידת האדמה כפי שפורסם על ידי G. Mercalli ב- 1902.
איור 1: סולם עוצמת רעידת האדמה כפי שפורסם על ידי G. Mercalli ב- 1902.
מגניטודה (Magnitude) הינה אמת מידה המתארת את גודל רעידת אדמה, כלומר את עוצמת המקור. אמת מידה זו משמשת כיום ככלי העיקרי באפיון רעידות אדמה בו משתמשים גיאולוגים, מהנדסים וכלל הציבור. המגניטודה נוספה ב- 1935 לאמת המידה שהייתה נהוגה עד אז העוצמה (Intensity). העוצמה (איור 1) הינה מדד המתאר את חוזק הרעידה במקום המדידה ותלויה במרחק ובתווך אותם עברו הגלים_סייסמיים. מידת העוצמה נקבעה בעבר על ידי הערכת הנזק הנגרם, תחושות האנשים, התנהגות בעלי חיים ועוד (ולכן גם תלויה בצפיפות האוכלוסייה ובסוג הבניה לדוגמא). כיום, מודדים את עוצמת הרעידה באמצעות תאוצת הקרקע המקסימאלית, משך הרעידה ומאפיינים נוספים של הרעידה כפי שנרשמים בסיסמוגרמה. המגניטודה, לעומת זאת ניתנת להשוואה בין אזורים שונים ומחושבת ישירות מן הסייסמוגרמות או ממאפייניו הפיזיקאליים של ההעתק. ברבות השנים התפתחו סוגים שונים של מגניטודות: 


מגניטודה מקומית (מגניטודת ריכטר) Image:E1.gif :

ב- 1935 פיתח צארלס ריכטר (Charles Richter) סולם כמותי מרעיון שהוצע כארבע שנים לפני כן על ידי היפני ודאטי (K. Wadati). סולם זה הוסיף אינפורמציה חדשה לתיאור רעידות אדמה, את עוצמת הרעידה במקור. עד אז, רעידות אדמה אופיינו אך ורק בעזרת העוצמה, בנקודת המדידה, ולכן ערכי המדידה היו תלויים באזור גיאוגרפי, או באיזה קירבה לאוכלוסיה התרחשה הרעידה. על מנת לבצע זאת שאל ריכטר את המושג מגניטודה שהשימוש בו רווח בקרב האסטרונומים ותיאר עד כה את עוצמת
איור 2: אלגוריתם לחישוב מגניטודת ריכטר עבור רעידת אדמה: א'. חשב את מרחק הסיסמוגרף מן המוקד על ידי הפרש הזמנים בין גלי ה P ו- S. ב'.  חשב את גובה האמפליטודה המקסימאלית. ג'. ערך המגניטודה מצוי בחיתוך הקו המחבר בין שני ערכים אלו לבין סולם ריכטר.
איור 2: אלגוריתם לחישוב מגניטודת ריכטר עבור רעידת אדמה: א'. חשב את מרחק הסיסמוגרף מן המוקד על ידי הפרש הזמנים בין גלי ה P ו- S. ב'. חשב את גובה האמפליטודה המקסימאלית. ג'. ערך המגניטודה מצוי בחיתוך הקו המחבר בין שני ערכים אלו לבין סולם ריכטר.
ההארה של כוכבים. הסולם כוייל בעזרת רעידת אדמה בקליפורניה והערך 0.0 נקבע כמגניטודה שתירשום בסיסמוגרף סטנדרטי מאותם ימים המוצב במרחק של כ- 100 קילומטרים מן המוקד, אמפליטודה מקסימאלית של 0.001 מילימטר. שאר שנתות הסולם נקבעו על ידי הוספת גורם תיקון למרחק בעזרת סיסמוגרפים נוספים שהיו מוצבים עד מרחק של כ- 600 קילומטרים מן המוקד. מכיוון שמשרעת ערכי המגניטודות ברעידות אדמה שונות הינה רחבה השתמש ריכטר בסקאלה לוגריתמית. Image:E2.gif , כאשר A הינה האמפליטודה המקסימאלית של הגלים הסייסמים (יכול להיות גלי P, S או גלי שטח). באיור 2 מוצג אלגוריתם גרפי לחישוב מגניטודת ריכטר מסיסמוגרף בעזרת האמפליטודה המקסימאלית ואינטרוול הזמן בין גלי ה- P לבין גלי ה- S. השימוש המקורי בסולם ריכטר היה מוגבל לרעידות אדמה רדודות וחלשות יחסית. בעיה נוספת שהתעוררה היא שניתן לקבל סיסמוגרמות שונות עבור רעידות אדמה רדודות ורעידות אדמה עמוקות גם אם כמות האנרגיה שהשתחררה בשתיהן זהה. על מנת לתת אינפורמציה נוספת על רעידת האדמה ולפתור בעיות אלו פותחו מספר מגניטודות נוספות.


מגניטודת גלי P Image:E3.gif:

על אחת הבעיות שהתעוררו בשימוש במגניטודת ריכטר מחפה העובדה כי גלי P, גלי הדחיסה, אינם מושפעים מעומק מוקד רעידת. המגניטודה נמדדת באותה שיטה כמו מגניטודת ריכטר, אלא שבמקום להשתמש באמפליטודה המקסימאלית לצורך החישוב משתמשים באמפליטודת גלי ה- P. גלים אלו נרשמים בצורה הטובה ביותר עבור רעידות המרוחקות יותר מ- 1000 קילומטרים מן הסיסמוגרף. בנוסף, מכיוון שמגניטודת גלי השטח נקבעת מקבוצת הגלים הראשונה היא אינה יכולה לאפיין בצורה טובה רעידות גדולות המשחררות אנרגיה לאורך קילומטרים רבים של מישור ההעתקה.


מגניטודת גלי שטח Image:E5.gif :

מגניטודה גלי שטח שימושית לאפיון רעידות אדמה רדודות. לחישובה משתמשים באמפליטודת גלי ריילי (Rayleigh), עם זמן מחזור של כ- 20 שניות. גלי ריילי המשמשים לחישוב נוצרים על ידי רעידות רדודות (פחות מ- 70 קילומטרים עומק), בעוצמה הגדולה מ-Image:E6.gif ובמרחק העולה על 1000 קילומטרים מן המקור ולכן מגניטודה זו אינה יעילה באפיון רעידות עמוקות או מקומיות.


מגניטודת מומנט Image:E7.gif :
איור 3: השוואה בין המגניטודות השונות. כפי שניתן לראות למעט מגניטודות המומנט ישנה רוויה בערכים הגבוהים. במגניטודת גלי השטח ישנה אף סטייה בערכים נמוכים.
איור 3: השוואה בין המגניטודות השונות. כפי שניתן לראות למעט מגניטודות המומנט ישנה רוויה בערכים הגבוהים. במגניטודת גלי השטח ישנה אף סטייה בערכים נמוכים.

כדי לפצות על המגבלות של כל אחת משיטות הערכת המגניטודות פותחה אמת מידה אחידה המתאימה לרעידות אדמה בכל עוצמה וללא תלות בעומק או באזור בו התרחשה הרעידה. יתרונה של מגניטודת המומנט הוא בכך שהיא משתמשת בכל אינפורמציית הגל, במקום להשתמש באמפליטודה המקסימאלית של אחד מסוגי גלים במגניטודות האחרות. באיור 3 ניתן לראות את ההשוואה בין המגניטודות השונות (ביניהן מספר מגניטודות שלא הוזכרו בערך זה). מלבד מגניטודת המומנט כל שאר המגניטודות מגיעות לרוויה ברעידות חזקות. דבר זה קורה מכיוון שכל שאר המגניטודות מחושבות על ידי שימוש בגלים סייסמים בעלי אורך גל וזמן מחזור מוגדרים. אורך הגל של גלים סייסמים קטן משמעותית מאורך מישור ההעתק. אורך זה אינו גדל עם גדילת עוצמת הרעידה והאנרגיה המשתחררת ממנה ועל כן ערכי המגניטודות מגיעים לרוויה. מגניטודת המומנט ניתנת לחישוב על ידי המימדים הפיזיקאליים של מישור העתק או על ידי המאפיינים של הגלים הסייסמים שהוקלטו בפני השטח. מגניטודה זו פותחה מן המונח מומנט סייסמי. מושג זה מבטא את מידת המעוות במוקד הרעידה ומוגדר כ- Image:E8.gif, כאשר Image:E9.gifמודול הגזירה, Image:E10.gifשטח החתך של ההעתק ו- Image:E11.gifהתנועה הממוצעת על ההעתק. המומנט ניתן למדידה על ידי אנליזה של הרשומות שהתקבלו בסיסמוגרמות. לשם הנוחות וכדי לשמור על עקביות עם המגניטודות האחרות הוגדרה מגניטודת המומנט כ- Image:E12.gif







לעיון וקריאה נוספת:

Bolt B.A. 1995, Earthquakes – Newly Revised and Expend. Forth printing.W.H. Freeman and Company.

Reiter L. 1991, Earthquakes Hazard Analysis Issues and Insights. Columbia University Press New York.

Scholz C.H. 2002, The Mechanics Of Earthquakes and Faulting. 2ed Edition. Cambridge University Press.

Image:P4.jpg


נושא זה נחקר במכון למדעי כדור הארץ באוניברסיטה העברית בירושלים http://earth.huji.ac.il

כלים אישיים