רעידת אדמה

מתוך אנציקלופדיה, המכון למדעי כדור הארץ, האוניברסיטה העברית

(הבדלים בין גרסאות)
קפיצה אל: ניווט, חיפוש
שורה 9: שורה 9:
<br>  
<br>  
-
<br> רעידות אדמה מרעידות את הקרקע בכל הכיוונים, אך עוצמת ההרס תלויה במרחק מן המוקד, עצמת הרעידה ועומקה. רעידות אדמה גורמות להרס של מבנים וחורבן של תשתיות. באזורים הרריים יכולות להיגרם [[מפולות וגלישות בוץ]], בעוד שבמקווי מים יכולים להיווצר גלים גבוהים, ולעתים [[גלי צונאמי]], המכים בחוף וזורעים הרס רב נוסף . נפגעים רבים של רעידות אדמה המתרחשות בסמוך לחוף נפגעים בעקבות הנזק הרב שנגרם במהלך הצונאמי, ולא באופן ישיר מן הרעידה, כפי שאירע בתאילנד בעקבות [[רעידת האדמה באינדונזיה בשנת 2004]], וביפן בעקבות [[רעידת האדמה בשנת 2011|רעידת האדמה בשנת 2011<ref>http://www.tsunami.noaa.gov/tsunami_story.html</ref>]].  
+
<br> רעידות אדמה מרעידות את הקרקע בכל הכיוונים, אך עוצמת ההרס תלויה במרחק מן המוקד, מגניטודת הרעידה ועומקה. רעידות אדמה גורמות להרס של מבנים וחורבן של תשתיות. באזורים הרריים יכולות להיגרם [[מפולות וגלישות בוץ]], בעוד שבמקווי מים יכולים להיווצר גלים גבוהים, ולעתים [[גלי צונאמי]], המכים בחוף וזורעים הרס רב נוסף. נפגעים רבים של רעידות אדמה המתרחשות בסמוך לחוף נפגעים בעקבות הנזק הרב שנגרם במהלך הצונאמי, ולא באופן ישיר מן הרעידה, כפי שאירע בתאילנד בעקבות [[רעידת האדמה באינדונזיה בשנת 2004]], וביפן בעקבות [[רעידת האדמה בשנת 2011|רעידת האדמה בשנת 2011<ref>http://www.tsunami.noaa.gov/tsunami_story.html</ref>]].  
-
רעידות אדמה בדרך כלל מלוות ב[[רעד מקדים]] (Foreshock) ו[[ברעד מאוחר]] (Aftershock). רעידות אלו בדרך כלל קטנות מהרעידה העיקרית. ה[[מוקד]]&nbsp;(Hypocenter) הוא המקום בו מתרחש השחרור הראשוני של האנרגיה, וממנו מתפשטת האנרגיה באופן כדורי לכל הכיוונים. היטל המוקד על פני השטח, הוא המקום הראשון על פני השטח אליו מגיע אנרגית הרעידה, מכונה בשם [[אפיסנטר]](Epicenter), וממנו מתפשטת הרעידה על פני השטח באופן מעגלי. תנועת האנרגיה מרעידת האדמה מתרחשת באמצעות [[גלים סייסמיים]], אותם ניתן למדוד באמצעות [[סייסמומטר]] כדי להעריך את עוצמת הרעידה ומיקום המוקד שלה. מדידות של הגלים הסייסמים במספר תחנות ברחבי העולם מאפשרות לשחזר את מיקום הרעידה, עוצמתה ומשכה באופן מדויק למדי.  
+
רעידות אדמה בדרך כלל מלוות ב[[רעד מקדים]] (Foreshock) וב[[אחזרזועים]] (Aftershock). רעידות אלו בדרך כלל קטנות מהרעידה העיקרית. ה[[מוקד]]&nbsp;(Hypocenter) הוא המקום בו מתרחש השחרור הראשוני של האנרגיה, וממנו מתפשטת האנרגיה באופן כדורי לכל הכיוונים. היטל המוקד על פני השטח, הוא המקום הראשון על פני השטח אליו מגיע אנרגית הרעידה, מכונה בשם [[אפיסנטר]](Epicenter), וממנו מתפשטת הרעידה על פני השטח באופן מעגלי. תנועת האנרגיה מרעידת האדמה מתרחשת באמצעות [[גלים סייסמיים]], אותם ניתן למדוד באמצעות [[סייסמומטר]] כדי להעריך את מגניטודת הרעידה ומיקום המוקד שלה. מדידות של הגלים הסייסמים במספר תחנות ברחבי העולם מאפשרות לשחזר את מיקום הרעידה, המגניטודה שלה ומשכה באופן מדויק למדי.  
[[Image:Capture.JPG|center|תרשים סכמטי הממחיש את הקשר בין מישור ההעתק, המוקד והאפיסנטר]]  
[[Image:Capture.JPG|center|תרשים סכמטי הממחיש את הקשר בין מישור ההעתק, המוקד והאפיסנטר]]  
שורה 21: שורה 21:
באופן טבעי, מרבית ההרס שנגרם על ידי רעידת אדמה מתרחש בסמוך ל[[אפיסנטר]], ולכן מתאפשר לזהות את מיקום ה[[אפיסנטר]] של הרעידה באמצעות תחקור אנשים ובחינת ההרס שנגרם ברעידה במקומות שונים. בין הראשונים לתעד תופעה זו באופן מדעי היה [[רוברט מאלט]] (Robert Mallet), מהנדס ומדען אירי בן המאה ה19, שחקר וכתב אודות תחום רעידות האדמה, ונחשב לאבי ה[[סייסמולוגיה]] המודרנית. מאלט נסע לאיטליה כדי לבחון את ההרס שיצרה רעידת האדמה הגדולה בנאפולי בשנת 1857, אודותיה פרסם דו"ח מקיף וכן פרסום נוסף בו דן ב[[עקרונות הראשונים של תצפיות סייסמולוגיות]]. יחד עם זאת, עם התפתחות הידע בתחום והתקדמות המדע, עלה הצורך לכמת את רעידות האדמה באופן מדויק יותר, כדי לאפשר דיון מעמיק בתופעה ובהשלכותיה. לשם כך, הוגדרו לאורך השנים [[סקלות סייסמיות]]&nbsp;&nbsp;שונות למדידה והערכת העצמה של רעידות אדמה&nbsp;<span style="line-height: 1.5em;">(ראה</span><span style="line-height: 1.5em;">&nbsp;</span>[[מגניטודה]]<span style="line-height: 1.5em;">)</span><span style="line-height: 1.5em;">. בין הסקלות הראשונות שהוגדרו, הייתה הסקלה שהגדיר ה</span>[[וולקנולוג]]<span style="line-height: 1.5em;"> האיטלקי </span>[[ג'וזפה מרקלי]]<span style="line-height: 1.5em;"> (Giusseppe Mercalli). מרקלי הגדיר את הסקלה באמצעות שימוש בהרס שיצרה רעידת אדמה כמשקף את עוצמתה. הנזק שנגרם בפני השטח למבנים ומתקנים, אנשים ובעלי חיים, שוקלל לסקלה שנעה בין 1, עבור רעידה שהורגשה קלות, ל-10, עבור רעידה חמורה שיצרה הרס מוחלט. בתקופה מאוחרת יותר הורחב סולם מרקלי ל-12 עוצמות רעידה, עובד ופורסם מחדש על ידי חוקרים שונים. סקלות אלו היו בייסודן תיאוריות, והתבססו בעיקר על תחושות עדים שחוו את הרעידה והנזק שזרעה.</span>
באופן טבעי, מרבית ההרס שנגרם על ידי רעידת אדמה מתרחש בסמוך ל[[אפיסנטר]], ולכן מתאפשר לזהות את מיקום ה[[אפיסנטר]] של הרעידה באמצעות תחקור אנשים ובחינת ההרס שנגרם ברעידה במקומות שונים. בין הראשונים לתעד תופעה זו באופן מדעי היה [[רוברט מאלט]] (Robert Mallet), מהנדס ומדען אירי בן המאה ה19, שחקר וכתב אודות תחום רעידות האדמה, ונחשב לאבי ה[[סייסמולוגיה]] המודרנית. מאלט נסע לאיטליה כדי לבחון את ההרס שיצרה רעידת האדמה הגדולה בנאפולי בשנת 1857, אודותיה פרסם דו"ח מקיף וכן פרסום נוסף בו דן ב[[עקרונות הראשונים של תצפיות סייסמולוגיות]]. יחד עם זאת, עם התפתחות הידע בתחום והתקדמות המדע, עלה הצורך לכמת את רעידות האדמה באופן מדויק יותר, כדי לאפשר דיון מעמיק בתופעה ובהשלכותיה. לשם כך, הוגדרו לאורך השנים [[סקלות סייסמיות]]&nbsp;&nbsp;שונות למדידה והערכת העצמה של רעידות אדמה&nbsp;<span style="line-height: 1.5em;">(ראה</span><span style="line-height: 1.5em;">&nbsp;</span>[[מגניטודה]]<span style="line-height: 1.5em;">)</span><span style="line-height: 1.5em;">. בין הסקלות הראשונות שהוגדרו, הייתה הסקלה שהגדיר ה</span>[[וולקנולוג]]<span style="line-height: 1.5em;"> האיטלקי </span>[[ג'וזפה מרקלי]]<span style="line-height: 1.5em;"> (Giusseppe Mercalli). מרקלי הגדיר את הסקלה באמצעות שימוש בהרס שיצרה רעידת אדמה כמשקף את עוצמתה. הנזק שנגרם בפני השטח למבנים ומתקנים, אנשים ובעלי חיים, שוקלל לסקלה שנעה בין 1, עבור רעידה שהורגשה קלות, ל-10, עבור רעידה חמורה שיצרה הרס מוחלט. בתקופה מאוחרת יותר הורחב סולם מרקלי ל-12 עוצמות רעידה, עובד ופורסם מחדש על ידי חוקרים שונים. סקלות אלו היו בייסודן תיאוריות, והתבססו בעיקר על תחושות עדים שחוו את הרעידה והנזק שזרעה.</span>
-
עם התפתחותן של יכולות מדידה ומכשירים מדויקים, עלה צורך בכימות מספרי של תופעת רעידות האדמה באופן מדעי ומדויק יותר. הסקלה המוכרת הראשונה שנקבעה למטרה זו היא [[סקלת המומנט של ריכטר]]&nbsp;<span style="line-height: 1.5em;">(ראה&nbsp;</span>[[מגניטודה]]<span style="line-height: 1.5em;">)</span><span style="line-height: 1.5em;">.</span><span style="line-height: 1.5em;">&nbsp;סקלה זו פותחה בשנות ה-30 של המאה העשרים על ידי </span>[[צ'רלס ריכטר]]<span style="line-height: 1.5em;"> (Charles Richter). זוהי </span>[[סקלה לוגריתמית]]<span style="line-height: 1.5em;"> על בסיס 10, המגדירה את עוצמת הרעידה באמצעות נוסחה מתמתית שעושה שימוש בלוגריתם </span>[[אמפליטודת הרעידה]]<span style="line-height: 1.5em;">, כפי שנמדדה באמצעות </span>[[סייסמוגרף]]<span style="line-height: 1.5em;">, תוך תיקון בהתאם למרחק המדידה ממוקד הרעידה. עלייה של דרגה אחת בסולם ריכטר מגדירה עלייה פי 10 באמליטודת הרעידה שנמדדה, ועלייה של פי 31 בעוצמת האנרגיה שהשתחררה ברעידה. סקלת ריכטר</span><ref>http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/richter.php</ref><span style="line-height: 1.5em;"> תוכננה לשימוש מקומי במחקר שנערך בקליפורניה, ולא הותאמה למדידה של רעידות שהתרחשו במרחק רב מ-600 ק"מ מאתר המדידה. בעיה נוספת בשימוש בסולם ריכטר היא העובדה שהוא מתקשה להעריך את העוצמה של רעידות חזקות מ-7, מאחר והוא מגיע לרוויה בקרבת ערך זה</span><ref>http://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php</ref><span style="line-height: 1.5em;">. בשל מגבלותיה, הוחלפה סקלת ריכטר בשנות ה-70 של המאה העשרים בסקלת ה</span>[[מגניטודה לפי מומנט]]<span style="line-height: 1.5em;">. כדי להעריך את עוצמת הרעידה באמצעות סקלה זו מחושב </span>[[המומנט הסייסמי]]<span style="line-height: 1.5em;">&nbsp;</span><span style="line-height: 1.5em;">של הרעידה באמצעות ה</span>[[קשיחות]]<span style="line-height: 1.5em;">(rigidity) של הסלע והיקף ה</span>[[החלקה לאורך ההעתק]]<span style="line-height: 1.5em;">. על אף שהנוסחאות באמצעותן מחושבת עוצמת הרעידה שונות מהמקובל בסולם ריכטר, עקרונות הסולם הלוגריתמי מכתיבים כי עלייה של דרגה אחת בסולם מעידה על עלייה של פי 10 בעוצמת הרעידה. ביפן מונהגת סקלה מקומית, סקלת </span>[[הסוכנות המטאורולגית היפנית]]<span style="line-height: 1.5em;"> (JMA), המתארת את מידת השקשוק של הקרקע כביטוי למידת הנזק הצפוי מן הרעידה</span><ref>http://www.jma.go.jp/jma/en/Activities/intsummary.pdf</ref><span style="line-height: 1.5em;">.</span>  
+
עם התפתחותן של יכולות מדידה ומכשירים מדויקים, עלה צורך בכימות מספרי של תופעת רעידות האדמה באופן מדעי ומדויק יותר. הסקלה המוכרת הראשונה שנקבעה למטרה זו היא [[סקלת המומנט של ריכטר]]&nbsp;<span style="line-height: 1.5em;">(ראה&nbsp;</span>[[מגניטודה]]<span style="line-height: 1.5em;">)</span><span style="line-height: 1.5em;">.</span><span style="line-height: 1.5em;">&nbsp;סקלה זו פותחה בשנות ה-30 של המאה העשרים על ידי </span>[[צ'רלס ריכטר]]<span style="line-height: 1.5em;"> (Charles Richter). זוהי </span>[[סקלה לוגריתמית]]<span style="line-height: 1.5em;"> על בסיס 10, המגדירה את עוצמת הרעידה באמצעות נוסחה מתמתית שעושה שימוש בלוגריתם </span>[[אמפליטודת הרעידה]]<span style="line-height: 1.5em;">, כפי שנמדדה באמצעות </span>[[סייסמוגרף]]<span style="line-height: 1.5em;">, תוך תיקון בהתאם למרחק המדידה ממוקד הרעידה. עלייה של דרגה אחת בסולם ריכטר מגדירה עלייה פי 10 באמליטודת הרעידה שנמדדה, ועלייה של פי 31 בעוצמת האנרגיה שהשתחררה ברעידה. סקלת ריכטר</span><ref>http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/richter.php</ref><span style="line-height: 1.5em;"> תוכננה לשימוש מקומי במחקר שנערך בקליפורניה, ולא הותאמה למדידה של רעידות שהתרחשו במרחק רב מ-600 ק"מ מאתר המדידה. בעיה נוספת בשימוש בסולם ריכטר היא העובדה שהוא מתקשה להעריך את ה[[מגניטודה]] של רעידות חזקות מ-7, מאחר והוא מגיע לרוויה בקרבת ערך זה</span><ref>http://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php</ref><span style="line-height: 1.5em;">. בשל מגבלותיה, הוחלפה סקלת ריכטר בשנות ה-70 של המאה העשרים בסקלת ה</span>[[מגניטודה לפי מומנט]]<span style="line-height: 1.5em;">. כדי להעריך את עוצמת הרעידה באמצעות סקלה זו מחושב </span>[[המומנט הסייסמי]]<span style="line-height: 1.5em;">&nbsp;</span><span style="line-height: 1.5em;">של הרעידה באמצעות ה</span>[[קשיחות]]<span style="line-height: 1.5em;">(rigidity) של הסלע והיקף ה</span>[[החלקה לאורך ההעתק]]<span style="line-height: 1.5em;">. על אף שהנוסחאות באמצעותן מחושבת עוצמת הרעידה שונות מהמקובל בסולם ריכטר, עקרונות הסולם הלוגריתמי מכתיבים כי עלייה של דרגה אחת בסולם מעידה על עלייה של פי 10 במגניטודת הרעידה. ביפן מונהגת סקלה מקומית, סקלת </span>[[הסוכנות המטאורולגית היפנית]]<span style="line-height: 1.5em;"> (JMA), המתארת את מידת השקשוק של הקרקע כביטוי למידת הנזק הצפוי מן הרעידה</span><ref>http://www.jma.go.jp/jma/en/Activities/intsummary.pdf</ref><span style="line-height: 1.5em;">.</span>  
== הרעידות המתועדות גדולות ביותר מאז 1900<ref>http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/world/10_largest_world.php</ref>  ==
== הרעידות המתועדות גדולות ביותר מאז 1900<ref>http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/world/10_largest_world.php</ref>  ==
שורה 37: שורה 37:
|  
|  
-
===== עוצמה =====
+
===== מגניטודה =====
|  
|  

גרסה מתאריך 10:11, 7 במאי 2013

רעידות אדמה מהוות אחד משלבי המחזור הסייסמי, במהלכן משתחררת אנרגיה באופן פתאומי בתהליך שבירה ותנועה מיידית של הליתוספירה בתחום המעוות הפריך, בעקבות הצטברות לחץ שנוצרת באזורים פעילים טקטונית. מרבית הרעידות מרוכזות באזורי מפגש בין לוחות טקטוניים. אופי הגבול בין הלוחות משפיע באופן ישיר על אופי הרעידות, שתלויות במעוות הנוצר בעקבות תנועת הלוחות[1][2].

מפת העולם ועליה מסומנים גבולות הלוחות הטקטוניים בקווים צהובים ומוקדי רעידות האדמה ברחבי העולם


Credit: US Geological Survey, Department of the Interior



רעידות אדמה מרעידות את הקרקע בכל הכיוונים, אך עוצמת ההרס תלויה במרחק מן המוקד, מגניטודת הרעידה ועומקה. רעידות אדמה גורמות להרס של מבנים וחורבן של תשתיות. באזורים הרריים יכולות להיגרם מפולות וגלישות בוץ, בעוד שבמקווי מים יכולים להיווצר גלים גבוהים, ולעתים גלי צונאמי, המכים בחוף וזורעים הרס רב נוסף. נפגעים רבים של רעידות אדמה המתרחשות בסמוך לחוף נפגעים בעקבות הנזק הרב שנגרם במהלך הצונאמי, ולא באופן ישיר מן הרעידה, כפי שאירע בתאילנד בעקבות רעידת האדמה באינדונזיה בשנת 2004, וביפן בעקבות רעידת האדמה בשנת 2011.

רעידות אדמה בדרך כלל מלוות ברעד מקדים (Foreshock) ובאחזרזועים (Aftershock). רעידות אלו בדרך כלל קטנות מהרעידה העיקרית. המוקד (Hypocenter) הוא המקום בו מתרחש השחרור הראשוני של האנרגיה, וממנו מתפשטת האנרגיה באופן כדורי לכל הכיוונים. היטל המוקד על פני השטח, הוא המקום הראשון על פני השטח אליו מגיע אנרגית הרעידה, מכונה בשם אפיסנטר(Epicenter), וממנו מתפשטת הרעידה על פני השטח באופן מעגלי. תנועת האנרגיה מרעידת האדמה מתרחשת באמצעות גלים סייסמיים, אותם ניתן למדוד באמצעות סייסמומטר כדי להעריך את מגניטודת הרעידה ומיקום המוקד שלה. מדידות של הגלים הסייסמים במספר תחנות ברחבי העולם מאפשרות לשחזר את מיקום הרעידה, המגניטודה שלה ומשכה באופן מדויק למדי.

תרשים סכמטי הממחיש את הקשר בין מישור ההעתק, המוקד והאפיסנטר

Credit: US Geological Survey, Department of the Interior

תוכן עניינים

מדידות עוצמה והיסטוריה

באופן טבעי, מרבית ההרס שנגרם על ידי רעידת אדמה מתרחש בסמוך לאפיסנטר, ולכן מתאפשר לזהות את מיקום האפיסנטר של הרעידה באמצעות תחקור אנשים ובחינת ההרס שנגרם ברעידה במקומות שונים. בין הראשונים לתעד תופעה זו באופן מדעי היה רוברט מאלט (Robert Mallet), מהנדס ומדען אירי בן המאה ה19, שחקר וכתב אודות תחום רעידות האדמה, ונחשב לאבי הסייסמולוגיה המודרנית. מאלט נסע לאיטליה כדי לבחון את ההרס שיצרה רעידת האדמה הגדולה בנאפולי בשנת 1857, אודותיה פרסם דו"ח מקיף וכן פרסום נוסף בו דן בעקרונות הראשונים של תצפיות סייסמולוגיות. יחד עם זאת, עם התפתחות הידע בתחום והתקדמות המדע, עלה הצורך לכמת את רעידות האדמה באופן מדויק יותר, כדי לאפשר דיון מעמיק בתופעה ובהשלכותיה. לשם כך, הוגדרו לאורך השנים סקלות סייסמיות  שונות למדידה והערכת העצמה של רעידות אדמה (ראה מגניטודה). בין הסקלות הראשונות שהוגדרו, הייתה הסקלה שהגדיר הוולקנולוג האיטלקי ג'וזפה מרקלי (Giusseppe Mercalli). מרקלי הגדיר את הסקלה באמצעות שימוש בהרס שיצרה רעידת אדמה כמשקף את עוצמתה. הנזק שנגרם בפני השטח למבנים ומתקנים, אנשים ובעלי חיים, שוקלל לסקלה שנעה בין 1, עבור רעידה שהורגשה קלות, ל-10, עבור רעידה חמורה שיצרה הרס מוחלט. בתקופה מאוחרת יותר הורחב סולם מרקלי ל-12 עוצמות רעידה, עובד ופורסם מחדש על ידי חוקרים שונים. סקלות אלו היו בייסודן תיאוריות, והתבססו בעיקר על תחושות עדים שחוו את הרעידה והנזק שזרעה.

עם התפתחותן של יכולות מדידה ומכשירים מדויקים, עלה צורך בכימות מספרי של תופעת רעידות האדמה באופן מדעי ומדויק יותר. הסקלה המוכרת הראשונה שנקבעה למטרה זו היא סקלת המומנט של ריכטר (ראה מגניטודה). סקלה זו פותחה בשנות ה-30 של המאה העשרים על ידי צ'רלס ריכטר (Charles Richter). זוהי סקלה לוגריתמית על בסיס 10, המגדירה את עוצמת הרעידה באמצעות נוסחה מתמתית שעושה שימוש בלוגריתם אמפליטודת הרעידה, כפי שנמדדה באמצעות סייסמוגרף, תוך תיקון בהתאם למרחק המדידה ממוקד הרעידה. עלייה של דרגה אחת בסולם ריכטר מגדירה עלייה פי 10 באמליטודת הרעידה שנמדדה, ועלייה של פי 31 בעוצמת האנרגיה שהשתחררה ברעידה. סקלת ריכטר[4] תוכננה לשימוש מקומי במחקר שנערך בקליפורניה, ולא הותאמה למדידה של רעידות שהתרחשו במרחק רב מ-600 ק"מ מאתר המדידה. בעיה נוספת בשימוש בסולם ריכטר היא העובדה שהוא מתקשה להעריך את המגניטודה של רעידות חזקות מ-7, מאחר והוא מגיע לרוויה בקרבת ערך זה[5]. בשל מגבלותיה, הוחלפה סקלת ריכטר בשנות ה-70 של המאה העשרים בסקלת המגניטודה לפי מומנט. כדי להעריך את עוצמת הרעידה באמצעות סקלה זו מחושב המומנט הסייסמי של הרעידה באמצעות הקשיחות(rigidity) של הסלע והיקף ההחלקה לאורך ההעתק. על אף שהנוסחאות באמצעותן מחושבת עוצמת הרעידה שונות מהמקובל בסולם ריכטר, עקרונות הסולם הלוגריתמי מכתיבים כי עלייה של דרגה אחת בסולם מעידה על עלייה של פי 10 במגניטודת הרעידה. ביפן מונהגת סקלה מקומית, סקלת הסוכנות המטאורולגית היפנית (JMA), המתארת את מידת השקשוק של הקרקע כביטוי למידת הנזק הצפוי מן הרעידה[6].

הרעידות המתועדות גדולות ביותר מאז 1900[7]

מספר רעידה
מיקום
תאריך UTC
מגניטודה
קו רוחב
קו אורך
הפניה
1 Chile 1960 05 22 9.5 38.29- 73.05- Kanamori, 1977
2 Prince William Sound, Alaska 1964 03 28 9.2 61.02 147.65- Kanamori, 1977
3 Off the West Coast of Northern Sumatra 2004 12 26 9.1 3.30 95.78 Park et al., 2005
4 Near the East Coast of Honshu, Japan 2011 03 11 9.0 38.322 142.369 PDE
5 Kamchatka 1952 11 04 9.0 52.76 160.06 Kanamori, 1977
6 Offshore Maule, Chile 2010 02 27 8.8 35.846- 72.719- PDE
7 Off the Coast of Ecuador 1906 01 31 8.8 1.0 81.5- Kanamori, 1977
8 Rat Islands, Alaska 1965 02 04 8.7 51.21 178.5- Kanamori, 1977
9 Northern Sumatra, Indonesia 2005 03 28 8.6 2.08 94.01 PDE
10 Assam - Tibet 1950 08 15 8.6 28.5 96.5 Kanamori, 1977
11 Off the west coast of northern Sumatra 2012 04 11 8.6 2.311 93.063 PDE
12 Andreanof Islands, Alaska 1957 03 09 8.6 51.56 175.39- Johnson et al., 1994
13 Southern Sumatra, Indonesia 2007 09 12 8.5 4.438- 101.367 PDE
14 Banda Sea, Indonesia 1938 02 01 8.5 -5.05 131.62 Okal and Reymond, 2003
15 Kamchatka 1923 02 03 8.5 54.0 161.0 Kanamori, 1988
16 Chile-Argentina Border 1922 11 11 8.5 28.55- 70.50- Kanamori, 1977
17 Kuril Islands 1963 10 13 8.5  44.9 149.6 Kanamori, 1977

Credit: US Geological Survey, Department of the Interior

References Johnson, J.M., Y. Tanioka, L.J. Ruff, K. Sataki, H. Kanamori, and L.R. Sykes, 1994, The 1957 great Aleutian earthquake, Pure and Appl. Geophys., 142, 3-28

Kanamori, H., 1977, The energy release of great earthquakes, J. Geophys. Res. 82, 2981-2987

Kanamori, H., 1988, Importance of historical seismograms for geophysical research, in Lee, W.H.K., Meyers, H., and Shimazaki, K., eds., Historical Seismograms and Earthquakes of the World: San Diego, Academic Press, p. 16-33

Okal, E.A., and D. Reymond, The mechanism of great Banda Sea earthquake of 01 February 1983, 2003, Applying the method of Preliminary Determination of Focal Mechanism to a historical event, Earth Planet. Sci. Letts., 216, 1-15

Park, J., T.-R. A. Song, J. Tromp, E. Okal, S. Stein, G. Roult, E. Clevede, G. Laske, H. Kanamori, P. Davis, J. Berger, C. Braitenberg, M. Van Camp, X. Lei, H. Sun, H. Xu, S. Rossat, 2005, Earth's free oscillations excited by the 26 December 2004 Sumatra-Andaman earthquake, Science, 308, 1139-1144

PDE (Preliminary Determination of Earthquakes) Monthly Listing, U.S. Geological Suvery, Golden, CO


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

כלים אישיים