Magnitudi (seismologia)

Kohteesta Wikipedia
Siirry navigaatioon Siirry hakuun

Magnitudi on tapa mitata maanjäristyksen tai seismisen tapauksen suuruutta ja sen voimakkuutta itse maanjäristysaaltojen lähteessä.[1] Magnitudilukemat ovat objektiivisia asteikoita, eli ne eivät riipu havaintopisteen sijainnista tai havaitsijasta.

Magnitudiasteikot perustuvat laitehavaintoihin ja seismogrammilla näkyviin maanjäristysaaltojen rekisteröinteihin. Magnitudia käytetään erityisesti maanjäristysten keskinäiseen vertailuun sekä tilastolliseen analyysiin, sillä magnitudilla on yhteys vapautuvan seismisen energian määrään.[1]

Magnitudi-käsitteen loi 1935 yhdysvaltalainen Charles Richter seismologi Harry O. Woodin aloitteesta tutkiessaan Etelä-Kalifornian matalia alueellisia maanjäristyksiä.[2] Saksalais-amerikkalainen seismologi Beno Gutenberg laajensi asteikkoa yhteistyössä Richterin kanssa kattamaan myös kaukana sattuneet tapaukset. Kaikki nykyaikaiset magnitudiasteikot kalibroidaan vastaamaan "Richterin–Gutenbergin magnitudia" lukemien keskivaiheilla.[3]

Magnitudia ei saa sekoittaa intensiteettiin. Makroseisminen intensiteetti kuvaa maanjäristyksen vaikutusten voimakkuutta, ja se on yhteenveto tietyssä paikassa tehdyistä havainnoista maanjäristyksen vaikutuksista rakennettuun ympäristöön ja elollisiin olentoihin. Intensiteettiä kuvataan muun muassa Rossi–Forelin ja Mercallin asteikoilla.

Lukemien merkitys[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Magnitudi on dimensioton suure eli sillä ei ole yksikköä. Sitä mitataan avoimilla asteikoilla, joilla ei teoriassa ole suurinta eikä pienintä arvoa.[1] Käytännössä mittaustarkkuus sekä Maapallon äärellinen koko asettavat seismisten tapausten minimi- ja maksimikoon.

Magnitudi ilmoitetaan yleensä yhden desimaalin tarkkuudella mahdollisine virherajoineen.[4] Voimakkain koskaan mitattu maanjäristys oli vuoden 1960 Suuri Chilen maanjäristys, jonka magnitudi (Mw) oli 9,4–9,6.[5] Pienimmät havaitut magnitudit ovat negatiivisia.

Kuvaus Magnitudi Vaikutukset Esiintyy vuosittain[6]
Minimaalinen Alle 2,0 Ei havaita ilman mittalaitteita.
Erittäin vähäinen 2,0–2,9 Havaitaan tavallisesti vain mittalaitteiden avulla. 1 300 000
Vähäinen 3,0–3,9 Havaitaan heikosti sisällä, mutta vahingot harvinaisia. 130 000
Pienehkö 4,0–4,9 Ikkunat helisevät. Merkittävät vahingot ovat epätodennäköisiä. 13 000
Keskinkertainen 5,0–5,9 Huonosti suunnitellut rakennukset saattavat kärsiä merkittäviä vaurioita, astiat särkyvät. Korkeintaan pieniä vaurioita hyvin suunnitelluille rakennuksille. 1 319
Voimakas 6,0–6,9 Tuhoisa noin 150 kilometrin säteellä. 134
Erittäin voimakas 7,0–7,9 Voi aiheuttaa vakavia vaurioita laajoilla alueilla, muun muassa sillat sortuvat. 17
Valtava 8,0–8,9 Täydellinen tuho, vakavia vaurioita satojen kilometrien alueella. 1
Todella valtava 9,0 tai suurempi Täydellinen tuho, vakavia vaurioita tuhansien kilometrien alueella. kerran 20 vuodessa

Magnitudiasteikot[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Magnitudiasteikkoja on useita, ja eri asteikoilla saadaan yleensä hieman toisistaan poikkeavia arvoja. Asteikot ovat tyypillisesti logaritmisia, jolloin yhden asteen nousu tarkoittaa lukeman kymmenkertaistumista seismogrammilla. Seismogrammilta mitattavia suureita ovat yleensä aika, suunta, amplitudi, taajuus, spektritaso ja kesto.

Käytetyimpiä asteikkoja ovat paikallisen magnitudin (ML) asteikot lähijäristyksille (ks. Richterin asteikko) sekä pinta-aaltomagnitudi (Ms) ja perusaaltomagnitudi (mb) kaukana sattuneille järistyksille. Isoimmille maanjäristyksille käytetään momenttimagnitudia (Mw), joka kuvaa siirroksen liu'un tekemän työn voimakkuutta.

Vuodesta 2005 lähtien International Association of Seismology and Physics of the Earth's Interior (IASPEI) on standardoinut tärkeimmät magnitudiasteikot, ML, Ms, mb, mB ja mbLg.[7]

Lähteet[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

  1. a b c Maanjäristyksen voimakkuus seismo.helsinki.fi. Helsingin yliopisto, Seismologian laitos. Viitattu 27.12.2017.
  2. Richter, Charles F.: An instrumental earthquake magnitude scale. Bulletin of the Seismological Society of America, 1935, 25. vsk, nro 1, s. 1–32. (englanniksi)
  3. D. H. Chung, D. L. Bernreuter: Seismic Safety Margins Research Program. Regional Relationships Among Earthquake Magnitude Scales (NUREG/CR-1457; UCRL-52745 Tekninen raportti) 1.5.1980. Lawrence Livermore National Lab., CA (USA). doi:10.2172/5073993. (englanniksi)
  4. Marquis, J., Hafner, K. & Hauksson, E.: Earthquake Magnitude Investigating Earthquakes through Regional Seismicity. Seismological Lab, Caltech, Pasadena. Viitattu 27.12.2017. (englanniksi)
  5. Kenji Satake, Brian F. Atwater: Long-Term Perspectives on Giant Earthquakes and Tsunamis at Subduction Zones. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 30.4.2007, nro 35, s. 355. doi:10.1146/annurev.earth.35.031306.140302. ISSN 0084-6597. Artikkelin verkkoversio. (englanniksi)
  6. Pilger, Ceranna & Bönnemann (toim.): ”3. The Seismic Network of the International Monitoring System (IMS)”, Monitoring Compliance with the Comprehensive Nuclear-Test-Ban Treaty (CTBT), s. 74. Hannover: Geol. Jb., 2017. (englanniksi)
  7. Bormann, P. & Dewey, J. W.: ”Information Sheet 3.3: The new IASPEI standards for determining magnitudes from digital data and their relation to classical magnitudes”, New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP-2). IASPEI, GFZ German Research Centre for Geosciences, Potsdam, 2014. Teoksen verkkoversio. (englanniksi)