ข้ามไปเนื้อหา

มาตราขนาดของแผ่นดินไหว

จากวิกิพีเดีย สารานุกรมเสรี

มาตราขนาดแผ่นดินไหว (อังกฤษ: Seismic magnitude scales) ใช้สำหรับอธิบายพลังงานรวม หรือ “ขนาด” ของแผ่นดินไหว ซึ่งแตกต่างจาก มาตราความรุนแรงแผ่นดินไหวที่จัดระดับความรุนแรงของแรงสั่นสะเทือนของพื้นดินในแต่ละพื้นที่ที่ได้รับผลกระทบ ขนาดของแผ่นดินไหวมักถูกคำนวณจากการวัดคลื่นไหวสะเทือน ที่บันทึกโดยเครื่องวัดแผ่นดินไหวบนกราฟแผ่นดินไหว มาตราขนาดแผ่นดินไหวมีหลายประเภท โดยแต่ละประเภทจะแตกต่างกันไปตามลักษณะของคลื่นไหวสะเทือนที่ถูกวัดและวิธีการวัด ความจำเป็นในการใช้มาตรวัดขนาดที่แตกต่างกันเกิดจาก ความแตกต่างของลักษณะแผ่นดินไหว ข้อมูลที่มีอยู่สำหรับการวิเคราะห์ และวัตถุประสงค์ของการใช้ค่าขนาดแผ่นดินไหวในบริบทต่าง ๆ

ขนาดของแผ่นดินไหวและความรุนแรงของแรงสั่นสะเทือนของพื้นดิน

[แก้]
แผนที่ไอโซซีสมาลของแผ่นดินไหวในรัฐอิลลินอย พ.ศ. 2511 แสดงการกระจายตัวของการสั่นสะเทือนที่แตกต่างกันไปขึ้นกับปัจจัยทางธรณีวิทยาและพื้นดิน

เปลือกโลกได้รับแรงเค้นจากกระบวนการทางธรณีแปรสัณฐาน เมื่อแรงนี้มีค่ามากพอที่จะทำให้เปลือกโลกเกิดการแตกร้าว หรือเอาชนะแรงเสียดทานที่ขัดขวางไม่ให้มวลเปลือกโลกเคลื่อนที่ผ่านกันได้ พลังงานจะถูกปลดปล่อยออกมา ส่วนหนึ่งอยู่ในรูปของคลื่นไหวสะเทือน ซึ่งเป็นสาเหตุของแรงสั่นสะเทือนของพื้นดิน

ขนาดหรือแมกนิจูดของแผ่นดินไหว เป็นค่าประมาณของ "ขนาด" หรือความแข็งแกร่งสัมพัทธ์ของแผ่นดินไหว ซึ่งสัมพันธ์โดยประมาณกับพลังงานไหวสะเทือนที่ถูกปลดปล่อยออกมา[1]

ความรุนแรงของแรงสั่นสะเทือน หมายถึงระดับความรุนแรงของแรงสั่นสะเทือน ณ ตำแหน่งหนึ่ง ซึ่งสามารถสัมพันธ์กับอัตราเร็วสูงสุดของการสั่นสะเทือนของพื้นดิน โดยสามารถใช้แผนที่ไอโซซีสมาล ซึ่งแสดงระดับความรุนแรงของแรงสั่นสะเทือนที่สังเกตได้ในแต่ละพื้นที่ เพื่อนำไปประมาณขนาดของแผ่นดินไหว ทั้งจากค่าความรุนแรงสูงสุดที่สังเกตได้ (ซึ่งมักอยู่ใกล้จุดเหนือศูนย์เกิดแผ่นดินไหว แต่ไม่จำเป็นเสมอไป) และจากขอบเขตของพื้นที่ที่ได้รับผลกระทบจากแรงสั่นสะเทือน[2]

ความรุนแรงของแรงสั่นสะเทือนในแต่ละพื้นที่ไม่ได้ขึ้นอยู่กับขนาดของแผ่นดินไหวเพียงอย่างเดียว แต่ยังได้รับอิทธิพลจากปัจจัยอื่น[3] โดยเฉพาะ สภาพชั้นดินและธรณีวิทยา ตัวอย่างเช่น ชั้นดินอ่อนหนา เช่น บริเวณที่ถมดิน สามารถขยายขนาดของคลื่นไหวสะเทือนได้ แม้ว่าจะอยู่ไกลจากจุดกำเนิดแผ่นดินไหว ขณะที่แอ่งตะกอน มักทำให้เกิดการสั่นสะเทือนที่ยาวนานขึ้น เนื่องจากการเกิดปรากฏการณ์เรโซแนนซ์ ปรากฏการณ์เหล่านี้อธิบายได้ว่าเหตุใด ในแผ่นดินไหวโลมาพรีเอตา พ.ศ. 2532 เขตมารินาในซานฟรานซิสโกจึงได้รับความเสียหายหนัก ทั้งที่อยู่ห่างจากจุดเหนือศูนย์เกิดแผ่นดินไหวเกือบ 100 กิโลเมตร[4] นอกจากนี้ โครงสร้างทางธรณีวิทยาก็มีบทบาทสำคัญ เช่น ในกรณีที่คลื่นไหวสะเทือนที่เคลื่อนผ่านใต้บริเวณอ่าวซานฟรานซิสโกตอนใต้เกิดการสะท้อนที่ฐานของเปลือกโลก ทำให้แรงสั่นสะเทือนรุนแรงขึ้นในซานฟรานซิสโกและโอกแลนด์ หรือกรณีที่คลื่นไหวสะเทือนถูกนำพาไปตามแนวรอยเลื่อนสำคัญในภูมิภาค ซึ่งทำให้เกิดผลกระทบต่อพื้นที่ห่างไกลจากจุดศูนย์กลางแผ่นดินไหว[5]

มาตราที่ใช้วัดขนาดแผ่นดินไหว

[แก้]
กราฟคลื่นไหวสะเทือน คลื่นพี ซึ่งแสดงด้วยเส้นสีแดง เป็นคลื่นที่มีลักษณะคล้ายเสียงเดินทางผ่านหิน และเป็นคลื่นที่เดินทางเร็วที่สุด โดยทั่วไปจะมาถึงภายในเวลาประมาณ 10 วินาที สำหรับแผ่นดินไหวที่เกิดขึ้นห่างออกไปประมาณ 50 กิโลเมตร หลังจากนั้นไม่กี่วินาที คลื่นเอส ซึ่งแสดงด้วยเส้นสีเขียวจะเดินทางมาถึง โดยเดินทางด้วยความเร็วประมาณครึ่งหนึ่งของคลื่นพี ความล่าช้าระหว่างคลื่นทั้งสองสามารถใช้เป็นตัวบ่งชี้ระยะห่างจากจุดกำเนิดแผ่นดินไหวได้ โดยปกติแล้วคลื่นเอสอาจใช้เวลาถึง 1 ชั่วโมง ในการเดินทางไปยังจุดที่อยู่ห่างออกไป 1,000 กิโลเมตร ทั้งคลื่นพีและคลื่นเอสจัดเป็นคลื่นภายในที่เดินทางผ่านโดยตรงภายในเปลือกโลก หลังจากคลื่นเอสจะตามมาด้วยคลื่นพื้นผิว เช่น คลื่นเลิฟและคลื่นเรย์ลีห์ ซึ่งเดินทางเฉพาะที่ผิวโลกเท่านั้น สำหรับแผ่นดินไหวที่เกิดลึก คลื่นพื้นผิวจะมีขนาดเล็ก เนื่องจากมีปฏิสัมพันธ์กับพื้นผิวโลกน้อยกว่า แต่สำหรับแผ่นดินไหวที่ตื้นที่มีความลึกน้อยกว่า 60 กิโลเมตร คลื่นพื้นผิวจะมีความรุนแรงมากขึ้นและอาจกินเวลาหลายนาที คลื่นพื้นผิวเหล่านี้เป็นตัวพาหลักของพลังงานจากแผ่นดินไหว และเป็นสาเหตุของความเสียหายที่รุนแรงที่สุด

แผ่นดินไหวปลดปล่อยพลังงานในรูปแบบของคลื่นไหวสะเทือนหลายชนิด ซึ่งลักษณะของคลื่นเหล่านี้สะท้อนถึงทั้งลักษณะของการแตกร้าว (rupture) และสภาพของเปลือกโลกที่คลื่นเดินทางผ่าน[6] การกำหนดขนาดของแผ่นดินไหวโดยทั่วไปต้องอาศัยการระบุคลื่นไหวสะเทือนชนิดต่าง ๆ บนกราฟคลื่นไหวสะเทือน (seismogram) และวัดคุณลักษณะบางประการของคลื่น เช่น เวลาการมาถึง ทิศทางการแพร่กระจาย แอมพลิจูด (ความสูงของคลื่น) ความถี่ หรือระยะเวลา[7] จากนั้นต้องมีการปรับค่าเพิ่มเติมตามระยะห่างจากเหนือแหล่งกำเนิดแผ่นดินไหว ลักษณะของเปลือกโลก และคุณสมบัติของเครื่องวัดความไหวสะเทือน

มาตราขนาดของแผ่นดินไหวแต่ละแบบใช้วิธีการคำนวณที่แตกต่างกันตามข้อมูลที่มีอยู่ อย่างไรก็ตาม มาตราทั้งหมดนี้ยังคงใช้สเกลลอการิทึมเช่นเดียวกับที่ชาร์ลส์ ริกเตอร์ได้พัฒนาขึ้น โดยมีการปรับเทียบให้ค่าขนาดในช่วงกลาง ๆ ใกล้เคียงกับมาตรา "ริกเตอร์" แบบดั้งเดิม[8]

มาตราขนาดของแผ่นดินไหวส่วนใหญ่อ้างอิงจากการวัดเพียงบางส่วนของชุดคลื่นไหวสะเทือนทั้งหมด (seismic wave-train) ทำให้บางครั้งเกิดการประเมินขนาดต่ำกว่าความเป็นจริงในกรณีที่เกิดแผ่นดินไหวขนาดใหญ่ ซึ่งเป็นปรากฏการณ์ที่เรียกว่า การอิ่มตัวของขนาด (saturation)[9]

ตั้งแต่ปี พ.ศ. 2548 สมาคมนานาชาติด้านวิทยาแผ่นดินไหวและฟิสิกส์ภายในโลก (International Association of Seismology and Physics of the Earth's Interior หรือ IASPEI) ได้กำหนดมาตรฐานสำหรับวิธีการวัดขนาดแผ่นดินไหวและสมการที่ใช้คำนวณสำหรับมาตราขนาดหลัก ได้แก่ มาตราริกเตอร์ (ML ), มาตราขนาดคลื่นพื้นผิว (Ms ), มาตราขนาดคลื่นภายในเฉพาะคลื่นพี (mb ), มาตราขนาดคลื่นภายใน (mB ) และ mbLg .[10]

มาตราริกเตอร์

[แก้]
บทความหลัก: มาตราริกเตอร์

มาตราแรกที่ใช้วัดขนาดของแผ่นดินไหวถูกพัฒนาโดยชาร์ลส์ ริกเตอร์ในปี พ.ศ. 2478 ซึ่งเป็นที่รู้จักกันทั่วไปในชื่อ "มาตราริกเตอร์" อย่างไรก็ตาม มาตรานี้เป็นเพียง มาตราขนาดท้องถิ่นเท่านั้น โดยใช้สัญลักษณ์ ML หรือ ML[11] ริกเตอร์ได้กำหนดคุณสมบัติสำคัญ 2 ประการ ซึ่งยังคงเป็นพื้นฐานของมาตราขนาดแผ่นดินไหวในปัจจุบัน

  1. ประการแรก มาตรานี้เป็นลอการิทึม ซึ่งหมายความว่า แต่ละหน่วยที่เพิ่มขึ้นจะสอดคล้องกับการเพิ่มขึ้นของแอมพลิจูดของคลื่นไหวสะเทือน 10 เท่า[12] และเนื่องจากพลังงานของคลื่นแผ่นดินไหวเป็นสัดส่วนกับ A1.5 โดยที่ A คือแอมพลิจูด แต่ละหน่วยของขนาดแผ่นดินไหวจะสอดคล้องกับการเพิ่มขึ้นของพลังงานประมาณ 101.5 หรือ 32 เท่า[13]
  2. ประการที่สอง ริกเตอร์ระบุว่า แผ่นดินไหวที่ระยะห่าง 100 กิโลเมตร จะต้องทำให้เกิด การกระจัดสูงสุดที่ 0.001 มิลลิเมตร (1 ไมโครเมตร หรือ 0.00004 นิ้ว) บนกราฟคลื่นไหวสะเทือนที่บันทึกด้วยเครื่องวัดความไหวสะเทือนแบบวูด-แอนเดอร์สัน (Wood-Anderson seismometer)[14] มาตราส่วนอื่นที่พัฒนาภายหลังได้รับการปรับเทียบให้สอดคล้องกับมาตราริกเตอร์เดิมที่ขนาด ประมาณ 6.0[15]

มาตรา "ท้องถิ่น" ทั้งหมดอาศัยเฉพาะแอมพลิจูดสูงสุดของการสั่นสะเทือนของพื้นดิน โดยไม่ได้แยกแยะคลื่นไหวสะเทือนประเภทต่าง ๆ ทำให้ ประเมินขนาดของแผ่นดินไหวต่ำกว่าความเป็นจริง ในกรณีต่อไปนี้

  • แผ่นดินไหวที่อยู่ไกล มากกว่า 600 กิโลเมตร เนื่องจากคลื่นเอสอ่อนกำลังลงระหว่างการเดินทาง
  • แผ่นดินไหวที่เกิดลึก เนื่องจากคลื่นพื้นผิวมีขนาดเล็กลง
  • แผ่นดินไหวขนาดใหญ่ (ขนาดมากกว่า 7) เพราะมาตรานี้ ไม่คำนึงถึงระยะเวลาของการสั่นสะเทือน

มาตราริกเตอร์ดั้งเดิมได้รับการพัฒนาสำหรับแผ่นดินไหวในบริเวณรัฐแคลิฟอร์เนียตอนใต้และรัฐเนวาดา อย่างไรก็ตาม ต่อมาพบว่า ไม่สามารถนำไปใช้ได้กับแผ่นดินไหวในพื้นที่อื่นของทวีปอเมริกาเหนือ โดยเฉพาะบริเวณทางตะวันออกของเทือกเขาร็อกกี เนื่องจากโครงสร้างของเปลือกทวีปที่แตกต่างกัน[16] ปัญหาข้างต้นส่งผลให้มีการพัฒนามาตราขนาดแผ่นดินไหวแบบอื่นขึ้นมา

ปัจจุบัน หน่วยงานด้านแผ่นดินไหวที่สำคัญ เช่น หน่วยสำรวจทางธรณีวิทยาสหรัฐ (USGS) รายงานขนาดของแผ่นดินไหว ที่มากกว่า 4.0 โดยใช้มาตราขนาดโมเมนต์ (ด้านล่าง) ซึ่งยังปรากฏว่าสื่อมวลชนและผู้คนมักเรียกผิดว่า "ขนาดริกเตอร์"[17]

มาตราขนาด "ท้องถิ่น" อื่น

[แก้]

มาตราขนาดท้องถิ่นที่ริกเตอร์พัฒนาขึ้นในตอนแรกได้รับการปรับใช้สำหรับพื้นที่อื่น ๆ โดยทั่วไป มาตรานี้อาจใช้สัญลักษณ์ "ML", "Ml", หรือ "Ml" (ตัวพิมพ์เล็ก)[18] (ไม่ควรสับสนกับมาตรา MLH ของรัสเซีย ซึ่งใช้สำหรับคลื่นพื้นผิว[19]) อย่างไรก็ตาม ค่าที่ได้จากมาตราส่วนที่ปรับใช้ในแต่ละพื้นที่อาจไม่สามารถเปรียบเทียบกันได้โดยตรง เว้นแต่จะมีการศึกษาสภาพธรณีวิทยาในท้องถิ่นอย่างเพียงพอ และมีการปรับสูตรการคำนวณให้เหมาะสมกับเงื่อนไขเฉพาะของแต่ละพื้นที่[20]

มาตราขนาดของสำนักงานอุตุนิยมวิทยาญี่ปุ่น

[แก้]
บทความหลัก: มาตราขนาดของสำนักงานอุตุนิยมวิทยาญี่ปุ่น

ในประเทศญี่ปุ่น สำหรับแผ่นดินไหวที่เกิดขึ้นในระดับตื้น (ความลึกน้อยกว่า 60 กม.) และอยู่ภายในระยะ 600 กม. สำนักงานอุตุนิยมวิทยาญี่ปุ่นจะคำนวณ[21]ค่าขนาดแผ่นดินไหวโดยใช้มาตราที่เรียกว่า MJMA, MJMA, หรือ MJ (ทั้งนี้ไม่ควรสับสนกับการคำนวณขนาดโมเมนต์ของสำนักงานอุตุนิยมวิทยาญี่ปุ่น ซึ่งมักถูกระบุเป็น Mw(JMA) หรือ M(JMA) และไม่ใช่มาตราความรุนแรงคลื่นไหวสะเทือนของสำนักงานอุตุนิยมวิทยาญี่ปุ่นหรือมาตราชินโดะที่ใช้ประเมินความรุนแรงของแรงสั่นสะเทือนที่รู้สึกได้ในแต่ละพื้นที่) เช่นเดียวกับมาตราขนาดท้องถิ่นทั่วไปค่าของ MJMA คำนวณจากแอมพลิจูดสูงสุดของการสั่นสะเทือนของพื้นดิน และพบว่ามีความสัมพันธ์ที่ดีกับขนาดโมเมนต์มักนิจูด (Mw) ในช่วง 4.5 ถึง 7.5[22] แต่จะมีแนวโน้ม ประเมินค่าต่ำกว่าความเป็นจริงเมื่อขนาดแผ่นดินไหวมีค่ามากกว่านั้น

มาตราขนาดคลื่นภายใน

[แก้]
บทความหลัก: ขนาดคลื่นภายใน

คลื่นภายในประกอบด้วย คลื่นพี ที่จะเดินทางมาถึงเป็นคลื่นแรก (ดังปรากฏบนกราฟคลื่นไหวสะเทือน) หรือ คลื่นเอส หรือคลื่นสะท้อนของทั้งสองคลื่น คลื่นภายในจะเดินทางผ่านหินได้โดยตรง[23]

มาตรา mB

[แก้]

มาตราขนาดคลื่นภายในแบบดั้งเดิม ซึ่งมาตรา mB (ตัว B ใหญ่) ถูกพัฒนาโดย Gutenberg 1945c และ Gutenberg & Richter 1956[24] เพื่อลดข้อจำกัดของมาตรา ML  ซึ่งใช้คลื่นพื้นผิว ทำให้มีข้อจำกัดเรื่องระยะทางและขนาดของแผ่นดินไหว มาตรา mB คำนวณจากคลื่นพีและคลื่นเอสโดยใช้ช่วงเวลาวัดที่ยาวขึ้น ซึ่งจะไม่เกิดอาการ "คลื่นอิ่ม" จนถึงขนาดแผ่นดินไหวประมาณขนาด 8 อย่างไรก็ตาม มาตรานี้ไม่ไวต่อแผ่นดินไหวที่มีขนาดต่ำกว่า 5.5[25] ปัจจุบันเลิกใช้มาตรานี้ไปแล้ว[26] และถูกแทนที่ด้วยมาตรา mBBB  ที่เป็นมาตรฐานใหม่[27]

มาตรา mb

[แก้]

มาตราขนาดคลื่นภายในแบบ mb หรือ mb ("m" และ "b" ตัวเล็ก) คล้ายกับมาตรา mB แต่มีข้อแตกต่างสำคัญดังนี้ กล่าวคือ ใช้เฉพาะคลื่นพีที่ตรวจจับได้ในช่วงไม่กี่วินาทีแรกของการเกิดแผ่นดินไหว[28] ถูกพัฒนาในช่วงปี ค.ศ. 1960 พร้อมกับการจัดตั้ง เครือข่ายมาตรฐานเครื่องวัดความไหวสะเทือนทั่วโลก (World-Wide Standardized Seismograph Network หรือ WWSSN) การใช้ช่วงเวลาสั้นทำให้สามารถตรวจจับแผ่นดินไหวขนาดเล็กได้ดีขึ้น และสามารถแยกแยะระหว่างแผ่นดินไหวจากธรรมชาติกับการทดลองระเบิดนิวเคลียร์ใต้ดินได้ดีกว่า[29]

การวัดค่าของ mb มีการเปลี่ยนแปลงหลายครั้ง[30] แต่เดิมมาตรา mb ของ Gutenberg (1945c) คำนวณจากคลื่นแผ่นดินไหวที่เกิดขึ้นในช่วง 10 วินาทีแรกขึ้นไป อย่างไรก็ตามความยาวของระยะเวลาจะส่งผลต่อขนาดที่ได้ ต่อมามาตรา mb  ของ USGS/NEIC ใช้การวัดจาก 1 วินาทีแรก (เฉพาะคลื่นพีช่วงแรกสุด[31]) แต่ตั้งแต่ปี พ.ศ. 2521 เป็นต้นมา USGS/NEIC ได้เปลี่ยนมาใช้ช่วงเวลาวัดที่ 20 วินาทีแรก[32] ปัจจุบัน มาตรา mb  แบบช่วงสั้นวัดจากคลื่นพี ภายใน 3 วินาทีแรก ในขณะที่มาตรา mBBB  แบบคลื่นกว้างวัดจากคลื่นที่มีคาบเวลาสูงสุดถึง 30 วินาที[33]

มาตรา mbLg

[แก้]
ความแตกต่างของเปลือกโลกใต้ทวีปอเมริกาเหนือบริเวณตะวันออกของเทือกเขาร็อกกี ทำให้พื้นที่นี้มีความไวต่อแผ่นดินไหว ในภาพนี้แสดงแผ่นดินไหวในนิวมาดริด พ.ศ. 2438 ขนาดประมาณ 6 สามารถรู้สึกได้ในพื้นที่ส่วนมากของตอนกลางสหรัฐ ขณะที่แผ่นดินไหวนอร์ทริดจ์ พ.ศ. 2537 ซึ่งแรงกว่าประมาณสิบเท่าที่ขนาด 6.7 สามารถรู้สึกได้เฉพาะในตอนใต้ของรัฐแคลิฟอร์เนียเท่านั้น จาก USGS Fact Sheet 017–03

มาตราภูมิภาค mbLg – หรือย่อว่า mb_Lg, mbLg, MLg (USGS), Mn, และ mN พัฒนาโดย Nuttli (1973) เพื่อแก้ปัญหาของมาตรา ML ซึ่งให้ค่าผิดพลาดกับแผ่นดินไหวที่เกิดขึ้นในอเมริกาเหนือฝั่งตะวันออกของเทือกเขาร็อกกี มาตรา ML ถูกพัฒนาขึ้นบนพื้นฐานภูมิประเทศของแคลิฟอร์เนียใต้ ซึ่งตั้งอยู่บนเปลือกโลกภาคพื้นสมุทรซึ่งเป็นหินบะซอลต์และหินตะกอนซึ่งได้ถูกผนวกเข้าเป็นทวีปแล้ว ทางตะวันออกของเทือกเขาร็อกกีเป็นหินฐานธรณีซึ่งเป็นหินแกรนิตที่แข็งกว่า ทำให้เกิดการกระจายคลื่นไหวสะเทือนที่ต่างออกไป มาตรา ML ให้ค่าที่ไม่สอดคล้องกันในพื้นที่เหล่านี้

วิธีแก้ไขของ Nuttli คือการวัดจาก คลื่น Lg ที่มีคาบเวลาประมาณ 1 วินาที[34] โดยคลื่น Lg เป็นคลื่นเลิฟชนิดหนึ่งที่มีความซับซ้อน ที่แม้จะเป็นคลื่นผิว แต่สามารถให้ผลใกล้เคียงกับมาตรา mb  มากกว่ามาตรา Ms [35] คลื่น Lg จะอ่อนลงอย่างเร็วหากเดินทางผ่านมหาสมุทร แต่เดินทางได้ดีในเปลือกทวีปที่เป็นหินแกรนิต และมาตรา MbLg ยังนิยมใช้ในพื้นที่ที่เปลือกทวีปมีเสถียรภาพสูง ทั้งยังมีประโยชน์ในการตรวจจับระเบิดนิวเคลียร์ใต้ดิน[36]

มาตราขนาดคลื่นพื้นผิว

[แก้]
บทความหลัก: ขนาดคลื่นพื้นผิว

คลื่นพื้นผิวเป็นคลื่นไหวสะเทือนที่เคลื่อนที่ไปตามพื้นผิวโลก ซึ่งหลัก ๆ มีสองประเภท ได้แก่ คลื่นเรย์ลี (Rayleigh Waves) และ คลื่นเลิฟ (Love Waves)[37] สำหรับแผ่นดินไหวที่เกิดขึ้นตื้น คลื่นพื้นผิวเป็นตัวพาพลังงานหลักของแผ่นดินไหวและเป็นตัวการที่สร้างความเสียหายมากที่สุด สำหรับแผ่นดินไหวที่เกิดลึก คลื่นพื้นผิวจะอ่อนแรงลงเนื่องจากมีปฏิสัมพันธ์กับพื้นผิวน้อยกว่า

มาตราขนาดคลื่นพื้นผิวมักใช้สัญลักษณ์ว่า Ms, MS, และ Ms พัฒนาขึ้นโดยเบโน กูเทนเบิร์กในปี พ.ศ. 2485[38] เพื่อใช้วัดแผ่นดินไหวตื้นที่มีขนาดใหญ่หรือเกิดไกลเกินกว่าที่มาตราริกเตอร์จะรองรับได้ โดยวัดจากแอมพลิจูดของคลื่นพื้นผิว (ซึ่งโดยทั่วไปเป็นคลื่นที่มีแอมพลิจูดมากที่สุด) ช่วงเวลาประมาณ 20 วินาที ในการคำนวณ[39] มาตรา Ms  ให้ค่าขนาดที่ใกล้เคียงกับ ML  ที่ประมาณขนาด 6 แต่เมื่อขนาดเพิ่มขึ้น ค่าจะเริ่มแตกต่างกันได้ถึงครึ่งหน่วย[40] มาตรา MSn เป็นเวอร์ชันปรับปรุงโดย Nuttli (1983) ใช้การวัดเฉพาะ คลื่นพื้นผิวที่เกิดขึ้นในวินาทีแรก[41]

มาตรา Ms20 (Ms_20, Ms(20)) สูตรมอสโก-ปราก (Moscow-Prague Formula) ถูกเสนอในปี พ.ศ. 2505 และได้รับการแนะนำโดย IASPEI (International Association of Seismology and Physics of the Earth's Interior) ในปี พ.ศ. 2510[42] มาตรา Ms_BB เวอร์ชันคลื่นกว้างใช้คลื่นเรย์ลีที่มีคาบเวลาสูงสุดถึง 60 วินาที[43] โดยวัดความเร็วสูงสุดของคลื่น ขณะที่มาตรา MS7 เป็นเวอร์ชันที่ใช้ในประเทศจีน โดยเป็นมาตรา Ms ที่นำมาปรับแต่ง โดยออกแบบมาให้ใช้กับเครื่องวัดแผ่นดินไหวแบบคาบยาว "type 763" ที่ผลิตในจีน[44]

มาตรา MLH เป็นมาตราที่ใช้ในบางพื้นที่ของรัสเซีย แม้จะใช้ชื่อ "MLH" แต่จริง ๆ แล้วเป็นมาตราขนาดแผ่นดินไหวแบบคลื่นพื้นผิว[45]

มาตราขนาดโมเมนต์และมาตราขนาดพลังงาน

[แก้]
บทความหลัก: มาตราขนาดโมเมนต์

มาตราขนาดแผ่นดินไหวแบบอื่น ๆ ส่วนใหญ่ อ้างอิงจากคุณสมบัติบางประการของคลื่นไหวสะเทือน ซึ่ง สะท้อนถึงแรงของแผ่นดินไหวได้เพียงบางส่วนหรือไม่สมบูรณ์ รวมถึงยัง ได้รับอิทธิพลจากปัจจัยอื่น ๆ และโดยทั่วไปแล้วจะมีข้อจำกัดบางประการ เช่น จำกัดขนาดของแผ่นดินไหว ความลึกของจุดศูนย์กลางแผ่นดินไหว หรือระยะทาง มาตราขนาดโมเมนต์ ใช้สัญลักษณ์ว่า Mw หรือ Mw พัฒนาโดยนักแผ่นดินไหววิทยาโทมัส แฮงส์และฮิโรโอะ คานาโมริ[46] อิงจากตัวแปรชื่อว่า โมเมนต์แผ่นดินไหว หรือ M0 ซึ่งเป็นการวัดงานในทางฟิสิกส์ที่แผ่นดินไหวใช้ในการทำให้แผ่นหินเลื่อนผ่านกัน[47] โดยมีหน่วยเป็นนิวตันเมตร (N m หรือ N⋅m) ตามระบบหน่วยวัดระหว่างประเทศ หรือ ดายน์เซนติเมตร (dyn⋅cm) โดย 1 dyn⋅cm = 10−7 N⋅m ในระบบเซนติเมตร–กรัม–วินาทีเก่า กรณีง่ายที่สุดสามารถคำนวณได้จาก ปริมาณการเลื่อน ซึ่งเป็นพื้นที่ของพื้นผิวที่ถูกฉีกออกหรือเลื่อนไป และ ค่าความต้านทานหรือแรงเสียดทาน ค่าดังกล่าวสามารถใช้ประมาณขนาดของแผ่นดินไหวในอดีตบนรอยเลื่อนเดิม หรืออาจใช้พยากรณ์ขนาดของแผ่นดินไหวในอนาคตได้[48]

โมเมนต์แผ่นดินไหวมีหลายรูปแบบย่อย เช่น มาตรา Mwb, Mwr, Mwc, Mww, Mwp, Mi, และ Mwpd ซึ่งเป็นเวอร์ชันต่าง ๆ ของมาตรา Mw

โมเมนต์แผ่นดินไหวถือเป็นการวัดที่เป็นรูปธรรมที่สุดของ "ขนาด" โดยรวมของแผ่นดินไหวในแง่ของพลังงานทั้งหมดที่ปล่อยออกมา[49] อย่างไรก็ตาม มาตราขนาดโมเมนต์นั้นพึ่งพาแบบจำลองการแตกของรอยเลื่อนที่เรียบง่ายเกินไป และสมมติฐานที่ตัดปัจจัยบางอย่างออกไป เช่น การไม่คำนึงถึงว่าพลังงานที่ปล่อยออกมาเป็นคลื่นไหวสะเทือนมีสัดส่วนแตกต่างกันไปในแผ่นดินไหวแต่ละคราว[50]

พลังงานส่วนมากของแผ่นดินไหวที่ถูกวัดโดย Mw  จะสูญเสียไปกับแรงเสียดทาน (ซึ่งไปทำให้เปลือกโลกร้อนขึ้น)[51] ส่วนที่ทำให้เกิดการสั่นสะเทือนรุนแรงจริง ๆ คือ สัดส่วนเล็ก ๆ ของพลังงานที่แปรเป็นคลื่นไหวสะเทือน ซึ่งสามารถวัดได้ดีกว่าโดยใช้มาตราพลังงาน (Me)[52] โดยเป็นสัดส่วนของพลังงานรวมที่แปรเป็นคลื่นไหวสะเทือนจะแตกต่างกันไปมากขึ้นกับลักษณะกลไกของรอยเลื่อน และ สภาพแวดล้อมทางธรณีวิทยา[53] ดังนั้น Me  และ Mw  ของแผ่นดินไหวที่ดูคล้ายกันมาก อาจต่างกันได้ถึง 1.4 หน่วย[54]

แต่ถึงแม้ว่ามาตรา Me  จะมีประโยชน์มาก แต่ไม่ถูกใช้กันอย่างแพร่หลาย เนื่องจากการประเมินพลังงานคลื่นไหวสะเทือนที่ปล่อยออกมานั้นทำได้ยาก[55]

แผ่นดินไหวสองเหตุการณ์ที่สร้างความเสียหายต่างกันอย่างมาก

ในปี พ.ศ. 2540 เกิดแผ่นดินไหวครั้งใหญ่สองครั้งนอกชายฝั่งประเทศชิลี ครั้งแรกในเดือนกรกฎาคม มีค่าความรุนแรง Mw 6.9 แทบไม่รู้สึกถึงแรงสั่นสะเทือนเลย และรู้สึกได้เพียงสามแห่งเท่านั้น ครั้งที่สองในเดือนตุลาคม เกิดในพื้นที่ใกล้เคียงกัน แต่ลึกเป็นสองเท่า และเกิดจากรอยเลื่อนคนละชนิด มีค่าความรุนแรง Mw 7.1 แต่แรงสั่นสะเทือนรับรู้ได้ในวงกว้าง มีผู้บาดเจ็บกว่า 300 คน และบ้านเรือนพังเสียหายหรือได้รับผลกระทบอย่างรุนแรงมากกว่า 10,000 หลัง แม้ว่าจะเกิดความเสียหายต่างกันอย่างชัดเจน แต่ความแตกต่างนี้ ไม่ปรากฏชัดในค่าความรุนแรงที่ประเมินได้จากมาตราขนาดโมเมนต์ (Mw ) หรือ มาตราคลื่นพื้นผิว (Ms ) ค่าทั้งสองยังคงใกล้เคียงกัน กลับกัน ถ้าวัดด้วยมาตราอื่น เช่น มาตราคลื่นภายใน (mb ) หรือ มาตราพลังงาน (Me ) ความแตกต่างของขนาดแผ่นดินไหว จะสอดคล้องกับความเสียหายที่เกิดขึ้นมากกว่า

วันที่ รหัสของ ISC ละติจูด ลองจิจูด ความลึก ความเสียหาย Ms  Mw  mb  Me  ชนิดของรอยเลื่อน
06 กรกฎาคม 2540 1035633 −30.06 −71.87 23 กม. แทบไม่รู้สึก 6.5 6.9 5.8 6.1 รอยเลื่อนแบบดัน
15 ตุลาคม 2540 1047434 −30.93 −71.22 58 กม. เสียหายหนัก 6.8 7.1 6.8 7.5 รอยเลื่อนปกติในแผ่นเปลือกโลก
ความแตกต่าง: 0.3 0.2 1.0 1.4

นำมาจัดเรียงใหม่จาก ตารางที่ 1 ใน Choy, Boatwright & Kirby 2001, p. 13 ดูเพิ่มเติมได้ใน IS 3.6 2012, p. 7

มาตราคลาสพลังงาน (K-class)

[แก้]
บทความหลัก: คลาสพลังงาน

K (มาจากภาษารัสเซียคำว่า класс หรือ 'class' แปลว่า "ชั้น" หรือ "ระดับ"[56]) เป็นค่าที่ใช้วัดขนาดแผ่นดินไหวในระบบที่เรียกว่า คลาสพลังงาน (energy class หรือ K-class) พัฒนาขึ้นในปี พ.ศ. 2498 โดยนักแผ่นดินไหววิทยาชาวโซเวียต ในเขตการ์มที่อยู่ห่างไกลของเอเชียกลาง (ประเทศทาจิกิสถาน) แม้จะมีการปรับปรุงสูตรในปี พ.ศ. 2501 และ 2503 เนื่องจากข้อจำกัดของเทคโนโลยีในขณะนั้น แต่มาตรา K ก็ยัง คงใช้จนถึงปัจจุบัน สำหรับแผ่นดินไหวระดับท้องถิ่นหรือระดับภูมิภาค โดยเฉพาะในประเทศที่เคยเป็นพันธมิตรกับสหภาพโซเวียต เช่น คิวบา หลักการของมาตรา K นั้นคำนวณจากพลังงานแผ่นดินไหวด้วยสูตร K = log ES (ES คือพลังงานในหน่วยจูล) ความยากลำบากในการนำมาใช้ด้วยเทคโนโลยีในขณะนั้นทำให้ต้องมีการแก้ไขเพิ่มเติมในปี พ.ศ. 2501 และ 2503 โดยมีการการปรับให้เข้ากับสภาพท้องถิ่น จนทำให้เกิดมาตราส่วน K ในระดับภูมิภาคต่างๆ เช่น KF และ KS[57]

ค่าของ K เป็นค่าลอการิทึม คล้ายกับค่าขนาดริกเตอร์ แต่มีมาตราส่วน (scaling) และ จุดเริ่มต้นที่แตกต่างกัน ค่าของ K ในช่วง 12 ถึง 15 จะมีความสอดคล้องโดยประมาณกับแมกนิจูด (M) ระดับ 4.5 ถึง 6[58] มีสัญลักษณ์ คือ M(K), M(K) หรืออาจเขียนว่า MK หมายถึง ค่าความรุนแรง M ที่คำนวณจากชั้นพลังงาน K[59]

มาตราขนาดสึนามิ

[แก้]

แผ่นดินไหวที่ก่อให้เกิดสึนามิมักเป็นแผ่นดินไหวที่มีลักษณะการแตกของรอยเลื่อนที่ช้า ซึ่งปลดปล่อยพลังงานออกมาในช่วงเวลาที่นานกว่า (หรือที่ความถี่ต่ำกว่า) เมื่อเทียบกับช่วงความถี่ที่มักใช้วัดขนาดของแผ่นดินไหวทั่วไป ความเอนเอียงของการกระจายพลังงานในเชิงสเปกตรัมนี้สามารถทำให้สึนามิมีขนาดใหญ่หรือเล็กกว่าที่คาดการณ์ไว้ตามขนาดแมกนิจูดโดยทั่วไปได้[60]

มาตราขนาดสึนามิ หรือ Mt เป็นมาตราที่พัฒนาขึ้นจากความสัมพันธ์ที่เสนอโดยคาสึยูกิ อาเบะ ซึ่งเชื่อมโยงระหว่างโมเมนต์แผ่นดินไหว (M0 ) กับ แอมพลิจูดของคลื่นสึนามิ ที่วัดได้จากเครื่องวัดน้ำขึ้นน้ำลง[61] เดิมที มาตรานี้ถูกออกแบบมาเพื่อใช้ประมาณขนาดของแผ่นดินไหวในอดีตที่ไม่มีข้อมูลแผ่นดินไหวแต่มีข้อมูลระดับน้ำทะเลหลงเหลืออยู่ อย่างไรก็ตาม ความสัมพันธ์นี้สามารถกลับทิศได้ กล่าวคือสามารถใช้ขนาดแผ่นดินไหวในการคาดการณ์ความสูงของระดับน้ำทะเลที่จะเกิดขึ้นได้[62] (ไม่ควรสับสนระหว่างความสูงของคลื่นทะเล (tidal wave) ซึ่งเป็นข้อมูลจากมาตรวัดน้ำทะเลหรือ run-up ซึ่งเป็นปรากฏการณ์เชิงความรุนแรงที่ขึ้นกับลักษณะภูมิประเทศชายฝั่งในพื้นที่นั้น) ภายใต้สภาวะที่มีสัญญาณรบกวนต่ำ คลื่นสึนามิที่มีความสูงเพียง 5 เซนติเมตร ก็สามารถตรวจวัดและคาดการณ์ได้ ซึ่งโดยทั่วไปจะสอดคล้องกับแผ่นดินไหวที่มีแมกนิจูดประมาณ M ~6.5[63]

อีกหนึ่งมาตราที่สำคัญโดยเฉพาะในการแจ้งเตือนภัยสึนามิคือ มาตราขนาดเนื้อโลก (Mantle Magnitude Scale, Mm)[64] มาตรนี้อาศัยคลื่นเรย์ลีที่แทรกซึมเข้าสู่ชั้นเนื้อโลก ซึ่งสามารถวัดได้อย่างรวดเร็ว และไม่จำเป็นต้องทราบค่าตัวแปรอื่น อย่างเช่น ความลึกของจุดศูนย์กลางแผ่นดินไหว อย่างครบถ้วน

อ้างอิง

[แก้]
  1. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 37. The relationship between magnitude and the energy released is complicated. See §3.1.2.5 and §3.3.3 for details.
  2. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.1.2.1.
  3. ↑ Bolt 1993, p. 164 et seq..
  4. ↑ Bolt 1993, pp. 170–171.
  5. ↑ Bolt 1993, p. 170.
  6. ↑ See Bolt 1993, Chapters 2 and 3, for a very readable explanation of these waves and their interpretation. J. R. Kayal's description of seismic waves can be found here.
  7. ↑ See Havskov & Ottemöller 2009, §1.4, pp. 20–21, for a short explanation, or MNSOP-2 EX 3.1 2012 for a technical description.
  8. ↑ Chung & Bernreuter 1980, p. 1.
  9. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 18.
  10. ↑ IASPEI IS 3.3 2014, pp. 2–3.
  11. ↑ Kanamori 1983, p. 187
  12. ↑ Richter 1935, p. 7.
  13. ↑ Spence, Sipkin & Choy 1989, p. 61.
  14. ↑ Richter 1935, pp. 5; Chung & Bernreuter 1980, p. 10. Subsequently redefined by Hutton & Boore 1987 as 10 mm of motion by an ML 3 quake at 17 km.
  15. ↑ Chung & Bernreuter 1980, p. 1; Kanamori 1983, p. 187, figure 2.
  16. ↑ Chung & Bernreuter 1980, p. ix.
  17. ↑ The "USGS Earthquake Magnitude Policy" for reporting earthquake magnitudes to the public as formulated by the USGS Earthquake Magnitude Working Group was implemented January 18, 2002, and posted at https://earthquake.usgs.gov/aboutus/docs/020204mag_policy.php. It has since been removed; a copy is archived at the Wayback Machine, and the essential part can be found here.
  18. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4, p. 59.
  19. ↑ Rautian & Leith 2002, pp. 158, 162.
  20. ↑ See Datasheet 3.1 in NMSOP-2 เก็บถาวร 2019-08-04 ที่ เวย์แบ็กแมชชีน for a partial compilation and references.
  21. ↑ Katsumata 1996; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.7, p. 78; Doi 2010.
  22. ↑ Bormann & Saul 2009, p. 2478.
  23. ↑ Havskov & Ottemöller 2009, p. 17.
  24. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 37; Havskov & Ottemöller 2009, §6.5
  25. ↑ Havskov & Ottemöller 2009, p. 191.
  26. ↑ Bormann & Saul 2009, p. 2482.
  27. ↑ MNSOP-2/IASPEI IS 3.3 2014, §4.2, pp. 15–16.
  28. ↑ Kanamori 1983, pp. 189, 196; Chung & Bernreuter 1980, p. 5.
  29. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, pp. 37, 39; Bolt (1993, pp. 88–93) examines this at length.
  30. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 103.
  31. ↑ IASPEI IS 3.3 2014, p. 18.
  32. ↑ Nuttli 1983, p. 104; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 103.
  33. ↑ IASPEI/NMSOP-2 IS 3.2 2013, p. 8.
  34. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.4. The "g" subscript refers to the granitic layer through which Lg waves propagate.Chen & Pomeroy 1980, p. 4. See also J. R. Kayal, "Seismic Waves and Earthquake Location", here, page 5.
  35. ↑ Nuttli 1973, p. 881.
  36. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.4.
  37. ↑ Havskov & Ottemöller 2009, pp. 17–19. See especially figure 1-10.
  38. ↑ Gutenberg 1945a; based on work by Gutenberg & Richter 1936.
  39. ↑ Gutenberg 1945a.
  40. ↑ Kanamori 1983, p. 187.
  41. ↑ Stover & Coffman 1993, p. 3.
  42. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, pp. 81–84.
  43. ↑ MNSOP-2 DS 3.1 2012, p. 8.
  44. ↑ Bormann et al. 2007, p. 118.
  45. ↑ Rautian & Leith 2002, pp. 162, 164.
  46. ↑ Hanks, Thomas (1979). "A moment magnitude scale". Journal of Geophysical Research.
  47. ↑ The IASPEI standard formula for deriving moment magnitude from seismic moment is
    Mw  = (2/3) (log M0  – 9.1). Formula 3.68 in Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 125.
  48. ↑ Anderson 2003, p. 944.
  49. ↑ Havskov & Ottemöller 2009, p. 198
  50. ↑ Havskov & Ottemöller 2009, p. 198; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 22.
  51. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 23
  52. ↑ NMSOP-2 IS 3.6 2012, §7.
  53. ↑ See Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.7.2 for an extended discussion.
  54. ↑ NMSOP-2 IS 3.6 2012, §5.
  55. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, p. 131.
  56. ↑ Rautian et al. 2007, p. 581.
  57. ↑ Rautian et al. 2007; NMSOP-2 IS 3.7 2012; Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.4.6.
  58. ↑ Bindi et al. 2011, p. 330. Additional regression formulas for various regions can be found in Rautian et al. 2007, Tables 1 and 2. See also IS 3.7 2012, p. 17.
  59. ↑ Rautian & Leith 2002, p. 164.
  60. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.6.7, p. 124.
  61. ↑ Abe 1979; Abe 1989, p. 28. More precisely, Mt  is based on far-field tsunami wave amplitudes in order to avoid some complications that happen near the source. Abe 1979, p. 1566.
  62. ↑ Blackford 1984, p. 29.
  63. ↑ Abe 1989, p. 28.
  64. ↑ Bormann, Wendt & Di Giacomo 2013, §3.2.8.5.
เข้าถึงจาก "https://th.wikipedia.org/w/index.php?title=มาตราขนาดของแผ่นดินไหว&oldid=12236794"