Richterin asteikko
Richterin asteikko (oikeammin Richterin paikallisen magnitudin asteikko ML) on matemaattinen menetelmä, jolla mitataan maanjäristysten voimakkuutta. Asteikon kehitti yhdysvaltalainen seismologi Charles Richter vuonna 1935 tutkittuaan satoja maanjäristyksiä Etelä-Kalifornian alueella.[1]
Asteikko perustuu kymmenkantaiseen logaritmiin, ts. magnitudin kasvaessa yhdellä seismogrammin amplitudi kasvaa kymmenkertaiseksi. Järistykset mitataan herkällä piirturilla, seismografilla.
Richterin asteikkoa hyödynnetään erityisesti seismisen riskin arvioinnissa ja rakennussuunnittelussa, sillä Richterin käyttämän Wood–Anderson-seismometrin ominaisheilahdusaika (0,8 s) on lähellä ihmisen tekemien rakennelmien ominaisheilahdusaikaa.[2]
Richterin magnitudia laajentamaan on kehitetty monia muita asteikkoja, joista käytetyimmät ovat pinta-aallon magnitudin asteikko MS, perusaallon magnitudin asteikko mb ja momenttimagnitudiasteikko Mw. Eri asteikkojen antamat lukemat on tehty vertailukelpoisiksi alkuperäisen magnitudin määritelmän kanssa.
Määritelmä
muokkaaRichterin asteikko voidaan esittää kaavana missä ML on magnitudi, Amax on seismogrammin suurimman heilahduksen amplitudi mikrometreinä käytettäessä lyhytperiodista Wood–Andersonin kiertymäseismometriä, ja −lg A0 on etäisyydestä riippuva vaimennustekijä, jonka Richter esitti taulukkomuodossa.[3]
Richter määritteli voimakkuudeltaan 0-arvoisen maanjäristyksen olevan sellainen, joka näyttäisi yhden mikrometrin laajuisen heilahduksen 100 km etäisyydellä maanjäristyksen episentristä. Richter valitsi asteikon nollakohdan tarkoituksella pieneksi välttääkseen negatiivisia magnitudiarvoja. Herkillä nykyaikaisilla seismometreillä voidaan kuitenkin mitata myös negatiivisia arvoja, sillä Richterin asteikolla ei ole alarajaa.[1]
Richterin asteikon ongelmat
muokkaaRichterin asteikkoa ei ole suunniteltu käytettäväksi syville maanjäristyksille eikä yli 600 kilometrin episentrietäisyyksille.[3] Richterin asteikko ei myöskään toimi, kun siirros on riittävän iso. Paikalliset magnitudiasteikot saturoituvat noin arvolla 7, eli ne eivät anna tarpeeksi suuria arvoja tätä isommille maanjäristyksille.[4]
Nykyaikaisten seismometrien vaste on laajempi kuin Wood–Andersonin kiertymäseismometrillä, joten amplitudi tulee mitata synteettisistä seismogrammeista. Koska asteikko määritellään seismogrammin vaakakomponentin suhteen, joudutaan valitsemaan, mitä vaakakomponenttia käytetään. Alkuperäisen Wood–Andersonin seismometrin suunnitteluvirheen johdosta Richterin magnitudeissa on noin 0,1 magnitudiyksikön systemaattinen virhe.[2]
Richterin asteikon vaimennustekijä kuvaa alkuperäisessä muodossaan vain Etelä-Kalifornian kuoren ja vaipan vaimennusominaisuuksia. Tämän vuoksi Richterin asteikosta on kehitetty eri alueilla käytettäviä paikallisia muunnelmia kuten Helsingin magnitudi.
Vaikka suurten maanjäristysten koko mitataan nykyään momenttimagnitudiasteikolla, joukkotiedotusvälineet raportoivat magnitudit usein Richter-arvoina jopa järistyksille, joiden magnitudi on yli 8, vaikka Richterin asteikko menettää merkityksensä niiden kohdalla.
Richterin asteikon suurin ongelma on, että sen arvoilla ei ole yhteyttä järistyslähteen fysikaalisiin ominaisuuksiin.lähde?
Katso myös
muokkaaLähteet
muokkaa- ↑ a b Geotieteiden ja maantieteen laitos: Mikä on magnitudi? Helsingin yliopisto. Viitattu 28.12.2017.
- ↑ a b Bormann, P., Wendt, S., DiGiacomo, D.: ”Seismic Sources and Source Parameters”, New Manual of Seismological Observatory Practice (NMSOP-2), s. 59–67. IASPEI, GFZ German Research Centre for Geosciences, Potsdam, 2013.
- ↑ a b Richter, Charles F.: An instrumental earthquake magnitude scale. Bulletin of the Seismological Society of America, 1935, 25. vsk, nro 1, s. 1–32.
- ↑ Woo, Wang-Chun: On Earthquake Magnitudes weather.gov.hk. syyskuu 2012. Arkistoitu 24.5.2017. Viitattu 27.12.2017. (englanniksi)