עוצמה סייסמית

עוצמה סייסמית (יש שהשתמשו בעבר במונח "עצימות" – באנגלית: Seismic Intensity) היא מיון תאוצת הקרקע המקסימלית באתר מסוים בעת רעידת אדמה על בסיס חומרת האפקטים הסייסמיים[2] שנצפו בו[3], למשל: שכונה קטנה בעיר. העוצמה מוערכת באמצעות סולמות סייסמיים מאקרוסייסמיים[4], להבדיל ממדידה שמתקיימת בסולמות מיקרוסייסמיים כמו גודל (מגניטודה) רעידת האדמה לפי סולם ריכטר או דומיו.

מפה איזוסייסמית של אזורים שווי עוצמה סייסמית ברעידת האדמה של שנת 1927 בארץ ישראל[1].

התפתחות סולמות ההערכהעריכה

ניסיונות ראשוניים לכמת אפקטים סייסמיים נעשו כבר במחצית השנייה של המאה ה־18, כאשר פומפיאו סקיאנטָרֶלי (אי') תיאר בשנת 1783 אפקטים סייסמיים ברעידת האדמה שהתרחשה בקלבריה, איטליה באותה שנה[5]. הבא אחריו בניסיון לכמת אפקטים סייסמיים של רעידת אדמה היה אגאן (Egen) אחרי רעידת האדמה שהתרחשה בגבול בין בלגיה לגרמניה/פרוסיה[6][7]. אולם, ראשיתה של העוצמה הסייסמית כפי שהיא מוכרת היום, התרחשה באמצע המאה ה-19. מהנדס בריטי בשם רוברט מאלט (אנ') סקר ומיפה בשנת 1857 את הנזקים שנגרמו ביישובים רבים כתוצאה מרעידת אדמה בנאפולי שבדרום איטליה. כאשר העלה את הנתונים על מפה לפי דרגות חומרה שקבע לעצמו ראה, שאם יחבר בקו את כל היישובים בעלי דרגת חומרת אפקטים סייסמיים דומה, יקבל מפת קווי מתאר (קונטורים) של אזורים שווי עוצמה סייסמית. לקווי המתאר שתחמו אזורים אלה קרא קווים איזוסייסמליים (Isoseismal Lines)[8]. המיפוי נתן למאלט, בהיעדר מדידות סייסמיות ממכשירים סייסמוגרפים שהחלו רק בסוף המאה ה־19, מושג על אזור ההמוקד (אפיצנטר) של רעידת האדמה, ואודות מידת הניחות[9] של העוצמות הללו עם המרחק מאזור המוקד. מאז, מתודולוגיה זו של הערכת העוצמה הסייסמית, החלה להיות בשימוש יותר ויותר. סולם העוצמות הסייסמיות הראשון פורסם בשנת 1874 על ידי איטלקי בשם מיקלה דה רוסי (אנ')) ווסולם נוסף בשנת 1881 על ידי שווייצרי בשם פרנסואה אלפונס פורל (אנ'). שניהם חברו יחד מיד לאחר פרסום הסולם של פורל, ויצרו סולם משותף בעל 10 דרגות עוצמה סייסמית[10] שנקרא סולם רוסי-פורל, והוא הסולם הסייסמי הראשון שנעשה בו שימוש נרחב בעולם[5].

סולם זה שופר בשנת 1902 על ידי הוולקנולוג האיטלקי ג'וספה מרקאלי שהוסיף לכותרות של רוסי-פורל תיאורים מפורטים יותר של אפקטים סייסמיים[11]. לפני כן, בשנת 1883, ניסה מרקאלי לייסד סולם בעל 6 דרגות[12], אך לא נעשה בו שימוש רב. בשנת 1904 הציע איטלקי אחר בשם אדולפו קָנכַּני סולם בן 12 דרגות[13], זאת מכיוון שהתברר, שכשמדובר ברעידות אדמה חזקות, 10 דרגות אינן מספיקות לתאר האפקטים החזקים ביותר ברזולוציה הנדרשת, והדבר תוקן על ידי הוספת 2 דרגות בקצה העליון של הסקאלה: דרגה 11 (XI) ודרגה 12 (XII)[14]. בסולם זה דרגה 1 (I) סימנה מצב שרעידת האדמה כלל לא הורגשה באתר הנתון, בעוד שדרגה XII סימנה מצב של הרס טוטלי בו[15]. גם לסולם זה הייתה מגבלה גדולה, מכיוון שקנכני ויתר על תיאור מפורט בכל דרגה של עוצמה סייסמית, והסתפק רק בכותרות כמו: "הרס, "פחד" וכיוצא בזה, וכן הערכה של מידת תאוצת הקרקע שגרמה לאפקטים הללו[16].

רק בשנת 1912 התפרסם סולם בן 12 דרגות, עם תיאורים מפורטים, על ידי הגאופיזיקאי הגרמני אוגוסט היינריך זיברג[17]. סולם זה, היווה את הבסיס לכל סולמות הערכת העוצמה הסייסמית בעלי 12 הדרגות שנעשה בהם שימוש עד היום. סולם זה, בתיקונים קלים, נקרא אז סולם מרקאלי-קנקני-זיברג[16]. בשנת 1931 הסולם הזה תורגם לאנגלית, על ידי הארי ווד ופרנק ניומן[18], ומסיבה בלתי ידועה הם קראו לו סולם מרקאלי המתוקן (Modified Mercalli Scale ובקיצור MMS) שזהו שמו עד היום. לא ידוע מדוע שמותיהם של זיברג וקנכני הודרו משם הסולם הזה.

בשנת 1956, צ'ארלס ריכטר שיפר בצורה משמעותית את הסולם. הוא נמנע מלתת לסולם את שמו, כיוון שלא רצה שהציבור יתבלבל בין סולם ריכטר למדידת כמות האנרגיה שהשתחררה במוקד, לבין הסולם להערכת העוצמה הסייסמית. השיפור העיקרי והחשוב של ריכטר בסולם זה היה תלות הערכת העוצמה הסייסמית באיכות המבנה, ולא רק בדרגת הנזק[5]. הגדרת איכות המבנה הגדירה בו זמנית את הפגיעוּת שלו[19], ומשתנה זה נותן את המימד הכמותי לסולמות להערכת עוצמה סייסמית[20]. כך, הערכת העוצמה הסייסמית קיבלה משנה תוקף ואמינות[8]. עם הזמן[21], ובעקבות מחקרים מודרניים אודות רעידות אדמה רבות, הסולם של מרקאלי שופר עד כדי כך, שניתן היה להסיק על מתאם בין דרגת העוצמה הסייסמית לבין תאוצת הקרקע המקסימלית[22] שיצרה את האפקטים הסייסמיים שעל פיהם הוערכה דרגת העוצמה הסייסמית.

עם זאת, אפיון איכות המבנים לסוגיהם בסולם מרקאלי המתוקן (להלן נמשיך לקרוא לו לשם הנוחיות בלבד "סולם מרקאלי") מתייחס לסוגי הבנייה השכיחים בארצות הברית. אפיונים אלה אינם מתאימים למבנים השכיחים באירופה (בעיקר מבני מגורים), ונוצר קושי להעריך עוצמות סייסמיות לרעידות אדמה באירופה בעזרת סולם מרקאלי. בעקבות קושי זה, נוסח בשנת 1964 באירופה סולם המתאים יותר לאפיוני המבנים בה (בעיקר לאלה שבמרכז אירופה). סולם זה נקרא "MSK 64"[23]. מחבריו היו שלושה סייסמולוגים ממרכז אירופה: סרגיי מדבדב (רוסי ממוסקבה), וילהלם ספונהר (מזרח גרמני) וויט קרניק (צ'כי). שלוש האותיות המופיעות בשם הסולם מבטאות את האות הראשונה של שם משפחתו של כל אחד מהם. המכון הגיאופיסי לישראל, והאגף לסייסמולוגיה בו, כגופים הממשלתיים הממונים על ניתור רעידות האדמה במדינה וסביבתה, אימצו (בזמנו) את סולם MSK 64 כסולם שעל פיו מעריכים עוצמות סייסמיות בישראל. זאת מכיוון שאופי הבנייה הסטנדרטית במרכז אירופה מתאים יותר לאופי הבנייה בישראל מאשר אופי הבנייה בארצות הברית. בשנות ה־70 שופר סולם MSK בשתי גרסאות נוספות: MSK-76, ו־MSK-78[24] אשר שימשו באירופה עד שנות ה־90 של המאה ה־20 (ראו להלן בפרק "סולם מודרני להערכת "עוצמה סייסמית" שמומלץ לשימוש בישראל").

הסולם היפני החריגעריכה

בשנת 1884 הוחל בפיתוחו של סולם להערכת עוצמות סייסמיות ביפן. בתחילת קיומו של סולם זה נעשה שימוש ב־4 יחידות שינדוֹ (מיפנית: 震度, דרגת רעד) – 微 לקלושה, 弱 לחלשה, 強 לחזקה ו־烈 לאלימה. סולם שינדו המשיך להתפתח, ובשנת 1898 הפך הסולם לסולם אורדינלי מדרגה 0 עד דרגה 7. בשנת 1908 הוגדר פירוט לדרגות הרעד השונות.

כמעט במקביל, בשנת 1894 פותח סולם אומורי על ידי הסייסמולוג פוסקיצ'י אומורי (大森房吉,‏ 1868–1923), שכיהן כפרופסור באוניברסיטת טוקיו וניסח את חוק אומורי העוסק בתדירותן של רעידות עוקבות. סולם העוצמות שלו היה בעל 7 דרגות[25], והתבסס על התאוצה המרבית של הקרקע ועל התנהגותם של מבנים יפניים אופייניים[26]. לאחר ביקור באיטליה התאים אומורי את סולם רוסי-פורל למפרטים יפניים, וציין את שרידותם של בניינים יפניים לעומת שבירותם של בניינים זרים בהקשר סייסמולוגי. הסולם פורסם בשנת 1900.

בשנת 1995, לאחר רעידת האדמה (אנ') בקוֹבֶּה (יפן), חולקו דרגות 5 ו־6 לשתי דרגות משנה. שנה לאחר מכן, בשנת 1996 הוצג הסולם היפני החדש (JMA) על ידי הסוכנות המטאורולוגית של יפן, שנמצא בשימוש עד היום[27]. הסולם נשאר להיות בן 8 דרגות[26], היחיד שבשימוש היום בעולם שאינו בעל 12 דרגות, ומכאן חריגותו.

עוצמה סייסמית ותאוצת קרקע מקסימליתעריכה

לקורלציה האמפירית, שהתבררה אחרי שנים של מחקר, בין דרגת העוצמה הסייסמית (להלן "אינטנסיטי") לתאוצת הקרקע המקסימלית (PGA – Peak Ground Acceleration) שגרמה לאפקטים הסייסמיים בכל אתר, ושעל פיהם הוערכה האינטנסיטי באתרים אלה, אחראי יותר מכולם צ'ארלס ריכטר, ממציאו של סולם ריכטר המפורסם. הוא הכליל וניסח משוואת מתאם (קורלציה) אמפירית עבור קליפורניה:   כאשר   היא תאוצת הקרקע המקסימלית באתר ביחידות של סנטימטר לשנייה בריבוע (cm/sec2), ו־  היא דרגת האינטנסיטי שהוערכה בו.

הוא הביא דוגמאות אינטנסיטי להצבה במשוואה כדי להציג את תקפותו של המתאם, והעיר שבדרגות הגבוהות (X ומעלה) אמינות המשוואה יורדת[28]. קיימת גם לוגיקה תהליכית למתאם זה: רעידת האדמה משגרת גלים סייסמיים ממוקד רעידת האדמה לכל עבר; הגלים הסייסמיים הללו בהגיעם לכל אתר, גורמים לתאוצת קרקע; תאוצת הקרקע המקסימלית אחראית ליצירת וחומרת האפקטים הסייסמיים[2] באתר; לפי האפקטים הסייסמיים הללו אנו מעריכים את העוצמה הסייסמית. על כן קיים המתאם המדובר. במהלך המחצית השנייה של המאה ה־20 התקבלו משוואות קורלציה גם לאזורים אחרים בעולם כמו: מרכז אירופה והמזרח התיכון.

 
משוואות אמפיריות להסקה על פרמטרים כמותיים של רעידות אדמה היסטוריות היסטוריות, במזרח התיכון, מתוך המפה האיזוסייסמית שלה. המשוואות (מלמעלה למטה) הן ע"פי: Arieh, 1967; Ambraseys & Barazani., 1989; Topozada & Borchardt, 1998; Ibid; Ambraseys, 1987. לפרטים נוספים והקשר של המשוואות למפה, ראו טקסט[29].

עוצמה סייסמית ומפות איזוסייסמיותעריכה

כאמור לעיל, כבר בניסיון הראשון של מאלט, באמצע המאה ה־19, לתעד אפקטים סייסמיים של רעידת אדמה, הוא הצליח למפות אותה ולהגיע למיפוי של אזורים איזוסייסמליים. עד המצאת הסייסמוגרף המודרני בסוף המאה ה־19, זו הייתה דרך כמעט יחידה למדוד באופן מדעי רעידת אדמה. כיום, למרות קיומם של אלפי תחנות סייסמוגרפיות ברחבי העולם (רק בישראל יש כארבעים תחנות סייסמוגרפיות[30]), נהוג להפיק מפה איזוסייסמית לכל רעידת אדמה מודרנית[31]. יש והמפה מופקת באמצעות מחקר מעמיק של רעידת האדמה, ויש שהיא מופקת בצורה אוטומטית וממוחשבת. ההפקה הממוחשבת ניזונה בעיקר מדיווחים של הציבור שמוזמן לדווח על האפקטים הסייסמיים בכתובת המדויקת בו שהה. הדיווח מבוצע באמצעות פרסום הרעידה באתרי אינטרנט מקצועיים וקריאה לציבור להשיב באמצעות קישור הנקרא "האם הרגשת את זה?"[32]. כך גם באתר הגלובאלי של המכון הגאולוגי האמריקאי – ה־USGS ששואל את הציבור בכל רעידת אדמה שמתרחשת בעולם:? Did You Feel It[33]. הקישור מוביל את המדווח לטופס מפורט של דיווח על האפקטים הסייסמיים, סוג המבנה ככל שמדובר בנזקים למבנים וכיוצא באלה. מיפוי איזוסייסמי אוטומטי מבוצע לעיתים על ידי מכון הסקר הגאולוגי האמריקאי על בסיס נתונים של תאוצות הקרקע המקסימליות המדווחות ממכשירים (מדי תאוצה) באזורים השונים, תוך שימוש במתאם לדרגות העוצמה הסייסמית.

הערכת עוצמות סייסמיות והפקת מפה איזוסייסמית משמשות ככלי מחקר ראשון במעלה בחקר רעידות אדמה היסטוריות שהתרחשו בטרם הומצא הסייסמוגרף. למחקר מעמיק של רעידות אדמה שהתרחשו לכל אורכה של ההיסטוריה והסקה על הפרמטרים הכמותיים שלהן[34], יש חשיבות ראשונה במעלה לתחום הערכת סיכונים סייסמיים, והתכוננות לרעידות אדמה עתידיות[35]. העובדה שהמשיכו להפיק מפות איזוסייסמיות גם לרעידות אדמה מודרניות, שהפרמטרים הכמותיים שלהם היו ידועים, אפשרו הסקה על פרמטרים כמותיים אלה מתוך המפה האיזוסייסמית של הרעידה ההיסטורית. זאת על ידי גילוי קיומם של יחסים אמפיריים בין מרכיבי המפה השונים לפרמטרים כמותיים אלה. למשל (ראו באיור משמאל): קשר בין המגניטודה לעוצמה הסייסמית האפיצנטריאלית – I0; קשר בין אורך הציר הארוך של האליפסה המבטאת את האזור האיזוסייסמי האפיצנטריאלי, לבין אורך השבר שפעל ברעידת האדמה הנחקרת – L; קשר בין שטחים איזוסייסמליים מסוימים – A7 ו־A8 (למשל)[36] למגניטודת הרעידה; וקשר בין אורך השבר והמגניטודה לכמות ההסטה – R2 שהתרחשה לאורך השבר שפעל בעת רעידת האדמה.[29]. סיבה נוספת לחשיבות הפקת מפות איזוסייסמיות לרעידות אדמה מודרניות היא, שכאשר חוקרים רעידת אדמה היסטורית שהמפה האיזוסייסמית שמופקת מהמחקר, דומה למפה איזוסיימית של רעידת אדמה מודרנית מאותו אזור, הרי שניתן להסיק על הפרמטרים הכמותיים של הרעידה ההיסטורית מנתוני המכשירים של הרעידה המודרנית[37][38].

עוצמה סייסמית ותרחישים לרעידות אדמה עתידיותעריכה

 
הטבלה מתארת את ההתפלגות היחסית של הנזק במבנים על פי איכותם, ביישובים שצפויה בהם עוצמה סייסמית נתונה. זו מסומנת בספרות רומיות, ואיכויות הבנייה מסווגות על פי רמת תאוצות הקרקע שמבנים אלה באיכות: A, B ו- C אמורים לשרוד אותם ללא נזק מבני. הטבלה היא על פי סולם MSK-64 ולהמחשה בלבד[39].

בכל מדינות המערב מקובל, כחלק ממערך ההתכוננות לרעידת אדמה הרסנית, להכין תרחיש לרעידה זו[40]. הרעידה שמקובל להכין לה תרחיש היא רעידת האדמה שההסתברות להתרחשותה לפחות פעם אחת ב־50 שנה היא 10%, דהיינו, רעידת אדמה שזמן המחזור הוודאי שלה הוא 500 שנה[41]. כך גם בישראל, ותקן 413 לבנייה עמידה כנגד רעידת אדמה מכתיב בחוק את החובה לתכנן את עמידות המבנה, כך שיעמוד כנגד תאוצות קרקע שיתרחשו באתר ברעידת אדמה כזו[42]. גודל הרעידה הזו משתנה מאזור לאזור בהתאם לרמה הסייסמית של כל אזור. למשל, הרמה הסייסמית בקליפורניה היא בערך פי 10 מהרמה הסייסמית בישראל[43]. עובדה זו משפיעה גם על קושי בתחום אחר של הכנת התרחישים. בקליפורניה ובמרכז אירופה התרחשו במהלך המאה ה־20 ועד היום מספיק רעידות אדמה שנחקרו לעומק, כדי להכין תרחיש על בסיס אחת מהן שעונה על הקריטריון של רעידת אדמה שההסתברות להתרחשותה לפחות פעם אחת ב־50 שנה היא 10%. בישראל הייתה בסך הכל רעידת אדמה אחת כזו מאז תחילת המאה ה־20, וקשה להכין תרחיש מתאים, שיענה על הדרישות לגבי כל אזור ואזור בארץ[44]. הרציונל שעומד מאחורי השיטה להכנת תרחיש על בסיס מה שידוע שהתרחש ברעידת אדמה דומה בעבר הוא: שמדובר ברעידת אדמה בעלת אותו גודל ואותו מוקד או מישור שבר, וקרום כדור הארץ הוא אותו קרום, אזי, אותה כמות של אנרגיה שהשתחררה מאותו מקום בעומק הקרום, תביא לתפרושת מרחבית דומה של תאוצות הקרקע. מכיוון שיש מיתאם בין תאוצות הקרקע לעוצמה הסייסמית, ניתן להעריך מה תהיה העוצמה הסייסמית בכל יישוב או שכונה של עיר גדולה, ואז על פי מטריצות פגיעוּת מקובלות, ניתן להעריך את ההתפלגות היחסית של הנזקים במבנים על פי איכות המבנים ודרגות הנזק בכל אתר על פי העוצמה הסייסמית החזויה בו. להמחשה, ראו מטריצת פגיעות משמאל.

סולם מודרני להערכת "עוצמה סייסמית" שמומלץ לשימוש בישראלעריכה

בעקבות אימוץ סולם MSK-64 על ידי המכון הגאופיסי לשימוש בישראל, נהגו מדעני המכון להעריך עוצמות סייסמיות ברעידות האדמה שהתרחשו במחצית השנייה של המאה ה-20 באמצעות סולם זה. מכיוון שלא התרחשו רעידות אדמה גדולות בתקופה זו, לא היה מדובר באתגר של ממש. ברם, הסולם שימש ככלי אפקטיבי בניסיון לחקור רעידות אדמה היסטוריות שהתרחשו באזור. רוב רעידות האדמה הללו נחקרו על ידי או בראשות פרופ' ניקולס אמברייזיס (N. Ambraseys)[45] מהקולג' המלכותי להנדסה בלונדון (Imperial College London). ברם, לפחות רעידת אדמה היסטורית אחת בארץ ישראל נחקרה בהיקף גדול על בסיס הערכות עוצמה סייסמית ע"פי סולם זה[1]. בשנת 1988 החליטו בנציבות הסייסמולוגית האירופאית (European Seismological Commission) על הכנת סולם מאקרוסייסמי[4] מודרני יותר מ- MSK-64[16]. התוצר היה סקאלה חדשה, מפורטת לאין שיעור ביחס לסקאלה משנת 1964 שהוזכרה לעיל. היא הופצה בשנת 1993[46], ושימשה כטיוטה להערות החברים בנציבות מכל המדינות, לרבות מישראל. בכנס הנציבות בשנת 1966 בריקיאוויק שבאיסלנד, הוחלט על אימוץ הסקאלה הזו, והיא הופצה בשנת 1998 ונקראה European Macroseismic Scale-EMS 98[47]. זה הסולם הראשון בהיסטוריית המחקר המאקרוסייסמי, שהופץ עם הנחיות לשימוש, ועם אילוסטרציות ותמונות להמחשת דרגות הנזק במבנים השונים. עדיו, הסולמות הופצו מתוך הנחה שהמשתמשים מבינים את כוונותיהם של מחברי הסולמות[16]. זו הגרסה התקפה עד כתיבת שורות אלה - אוגוסט שנת 2020. בשנת 2011 המליץ המכון הגאולוגי לישראל על אימוץ סולם EMS-98 לשימוש בישראל על ידי הגופים המופקדים על ניתור רעידות אדמה כאן[48].

סוגיית השיטתיות בהערכת עוצמות סייסמיותעריכה

 
התפלגות השאריות שבין הערכת העוצמה הסייסמית הניצפית לצפויה על פי המרחק ממוקד רעידת האדמה (ברעידת האדמה של שנת 1927 בארץ ישראל), מול ציוני התקן של סדרה זו. הערכים המסודרים לאורך ישר, מצביעים על התפלגות שאריות הקרובה מאוד להתפלגות נורמלית[49]. העקומה למעלה היא התפלגות השאריות בקבוצות של עד חצי יחידת עוצמה סייסמית, שמחזקת את הממצא על הקו הליניארי. מתוך ר. אבני, 1999. עמ' 17א'.

יש משקל רב למיומנותו של החוקר בשימוש בסולם להערכת עוצמות סייסמיות ובנתונים, ובמיוחד בכל הקשור להערכת עוצמות סייסמיות ברעידת אדמה היסטורית המתבססת על חומרים כתובים. כלומר, עסקינן בהסקת העוצמה הנכונה מהנתונים הקיימים. המלאכה אף מורכבת יותר כאשר לחוקר אין מידע רב אודות איכות המבנים עליהם פעלו האפקטים המתוארים. לכן, ייתכן שחוקרים שונים יגיעו להערכות שונות בהסתמך על תיאורי אפקטים דומים. על כן, לכאורה קיים ספק בדבר אמינות הערכות העוצמה הסייסמית בעבודה מסוג זה. ברם, השאלה הנכונה שצריכה להישאל בהקשר זה היא: האם הערכת העוצמות היא הערכה שיטתית? אם אכן כן, הרי שגם השגיאה בהערכת העוצמות הסייסמיות תהיה שיטתית. או אז, הצגת המקורות ההיסטוריים ששימשו את החוקר, מאפשרת ביקורת של ממש על עבודת ההערכה: בדיקה מעמיקה או מדגמית של המקורות המוצגים, והערכה עצמאית של העוצמות הסייסמיות על ידי "מבקר", מאפשרות לו להגיע למסקנה בדבר הערכת יתר או חסר של החוקר, אם בכלל. אם הערכת החוקר היא שיטתית, אך על פי השפיטה או הביקורת היא חסרה או יתֵרה, ניתן בנקל להוסיף או להחסיר לכל התצפיות את קבוע דרגות העוצמה הסייסמית החסרה/יתֵרה. המבחן להערכה שיטתית הוא בהתפלגות הסטיות (שאריות) בין הערכת העוצמה הסייסמית הנצפית, לצפויה, על פי המרחק ממוקד רעידת האדמה. אם השאריות מתפלגות באופן הקרוב להתפלגות נורמלית אזי ההערכה שיטתית[50]. דוגמה לבדיקה, האם ההערכות מסוג זה הן שיטתיות, ראו באיור בצד שמאל. בחינה אפשרית שכזו תהיה אחת הסיבות לכך, שכאשר מדובר במחקר של רעידת אדמה המתבסס בין השאר על הערכת עוצמות סייסמיות, יש לפרסם כנספח למחקר את כל התיאורים שעליהם התבסס המחקר המאקרוסייסמי[35].

 
עקומות ניחות העוצמה הסייסמית באותה רע"א: העליונה ע"פי הערכים הנצפים. התחתונה בנטרול תגובת האתר. העקומה המקווקות מציגה את ניטרול השפעת הליתולוגיה בלבד. שימו לב לשיפור בערך ה- r2. השיפור בין 2 העקומות העיקריות למעשה דרמטי יותר - ראו טקסט (בעקבות אבני, 1999)

השפעת התשתית הגאולוגית וגורמים אחרים על העוצמה הסייסמיתעריכה

קיימים מספר גורמים המשפיעים על רמת העוצמה הסייסמית באתר נתון. מקובל לסמן אותם כפונקציה כדלקמן: (I = ƒ:(M, H, R, S1, S2, L, T, D, כאשר I היא העוצמה הסייסמית, והמשתנים שמשפיעים עליה הם: M מגניטודת הרעידה; H עומקה; R מרחק האתר ממוקד רעידת האדמה; S1 הסטרטיגרפיה; S2 המבנה הגאולוגי (סטרוקטורה); L הליתולוגיה (המסלע); T הטופוגרפיה ו־D משך זמן הרעידה באתר. בעת הערכת העוצמה הסייסמית לאחר רעידת אדמה, כל המשתנים הללו אינם נלקחים בחשבון מכיוון שהם אינם נכללים במתודולוגיה להערכת העוצמה הסייסמית, וחלקם אף אינם ידועים, בוודאי כאשר מקיימים הערכה זו אודות רעידת אדמה היסטורית מלפני העידן הסייסמוגרפי (למשל המגניטודה ועומק רעידת האדמה). זאת להבדיל מאיכות המבנה שבהחלט נלקחת בחשבון בעת הערכת העוצמה הסייסמית, והיא אף תנאי להערכה אמינה (ראו לעיל בפרק "התפתחות העוצמה הסייסמית")[דרושה הבהרה]. זו הסיבה שאיכות המבנים אינה מהווה חלק מהמשתנים שמשפיעים על העוצמה הסייסמית, מכיוון שההערכה עצמה מגלמת בתוכה כבר את המשתנה הזה.

קיים יחס ישר בין המגניטודה ומשך הרעידה באתר למידת העוצמה הסייסמית שהתרחשה בו, ואילו יחס הפוך בינה לבין העומק והמרחק ממוקד רעידת האדמה. ניתן לבטא באופן איכותני שכזה (קיום יחס ישר) גם את היחס בין הטופוגרפיה, כאשר היא קיצונית ותלולה או שטוחה לגמרי, למידת העוצמה הסייסמית. לא כך הם פני הדברים כשמדובר בשאר הפרמטרים המשפיעים. השפעתם של אלה מורכבת הרבה יותר. באשר לסטרוקטורה, רב הנסתר על הגלוי, ותאורטית, השפעה קיצונית יכולה להתרחש כאשר התבליט הטופוגרפי, זהה לזה הסטרוקטורלי[51]. באשר לסטרטיגרפיה ולליתולוגיה הרי שהסטרטיגרפיה רלוונטית רק כאשר שתי תצורות הסלע העליונות הן סלעי משקע. או אז, יש משנה חשיבות למהי השכבה העליונה, ומהי השכבה התחתונה. אם התחתונה קשה וצפופה מאוד ביחס לעליונה, אז צפויה הגברה גדולה מאוד בתאוצות הקרקע באתר. תופעה זו קרויה תגובת אתר סייסמית, ומוסברת שם בפירוט רב[52].

האיור משמאל ממחיש את ההשפעה הזו. הגרף העליון מתאר את ניחות העוצמה הסייסמית כפונקציה של המרחק ממוקד רעידת האדמה ועל פי הערכים הנצפים ברעידת האדמה של שנת 1927 בארץ ישראל. אחוז השונות המוסברת על ידי המרחק הוא 26% (r2=0.26). אבל, בין 131 התצפיות שעל פיהן חושבה העקומה, קיימות גם תצפיות רחוקות מאוד כמו קהיר, דמשק ביירות ועוד, כאשר מוקד רעידת האדמה היה בצפון ים המלח. רמת העוצמה הסייסמית בתצפיות אלה הייתה נמוכה מאוד – כצפוי. עובדה זו תרמה מאוד לאחוז השונות המוסברת על ידי המרחק. ברגע שהתצפיות המרוחקות מאוד הוסרו מהאנליזה, נשארו רק 102 תצפיות, ואחוז השונות המוסברת ירד ל־18%. בשלב הבא, ע"פי מתודולוגיה מסוימת, נוטרלה השפעת המסלע על התפרושת המרחבית של העוצמות הסיימיות, ולאחר מכן אף התקיים ניסיון לחשב את השפעת המשתנים האחרים ולהסיר גם אותה. אחוז השונות המוסברת על ידי המרחק, לאחר ניטרול השפעת המסלע, עלה ל־36.5% – פי 2 מאשר עם השפעת המסלע. אחוז זה עלה ל־41% כאשר ניסו לנטרל גם את שאר המשתנים[1].

ראו גםעריכה

לקריאה נוספתעריכה

  • Bolt, B.A., Earthquakes, F&C, 1999
  • רון אבני, 2008. הכנת תרחישים לרעידות אדמה באזורים בעלי רמה סייסמית בינונית. אופקים בגאוגרפיה 70 עמ' 92–104.

קישורים חיצונייםעריכה

הערות שולייםעריכה

  1. ^ 1 2 3 רון אבני, רעידת האדמה של שנת 1927 – מחקר מאקרוסייסמי על בסיס מקורות התקופה, באר שבע: אונ' ב.ג. בנגב, 1999
  2. ^ 1 2 כל מה שרעידת האדמה גרמה לו: נזקים בדרגות שונות למבנים, תחושות של אנשים ואפילו העובדה שרעידת האדמה לא הורגשה במקום מסוים, נקרא אפקט סייסמי.
  3. ^ Bolt, B.A., Earthquakes, F&C, 1999, p.339
  4. ^ 1 2 נתונים על אפקטים סייסמיים ברעידת אדמה המתקבלים כתוצאה מהערכות, להבדיל מנתונים מיקרוסייסמיים שמתקבלים ממדידות של מכשירים.
  5. ^ 1 2 3 Musson, R. M. W., Grünthal G., Stucch, M., 2010. The Comparison of Macroseismic Intensity Scales. Journal of Seismology, 14:p.p. 413–428
  6. ^ Egen, PNC., 1828. Ueber das Erdbeben in den Rhein und Niederlanden vom 23. February 1828. Poggendorffs JC Annalen der Physik und Chimie, 13: pp. 153-163.
  7. ^ Knuts, E., Camelbeeck, T. Alexandre, P., 2016. The 3 December 1828 Moderate Earthquake at the Border Between Belgium and Germany. Journal of Seismol 20, p.p. 419–437
  8. ^ 1 2 Bolt, B.A., Earthquakes, F&C, 1988, עמ' 146 - 152
  9. ^ מאלט יכול היה להעריך את הניחות על בסיס המרחק של אליפסה מדרגת עוצמה X ממרכז האליפסה המסמלת את אזור מוקד רעידת האדמה (האליפסה האדומה המפה דלעיל). דוגמה להערכת שיעור ניחות מדויק יותר המתאפשר בימינו, ניתן לראות בעקומת הניחות המוצגת מתחת למפה.
  10. ^ לפירוט נוסף של התפתחות סולמות העוצמה הסייסמית ראו בערך "סולם סייסמי".
  11. ^ Mercalli, G., (1902) Sulle Modificazioni Proposte alla Scala Sismica De Rossi–Forel. Boll. Soc. Sismol. Ital. 8: p.p. 184– 191
  12. ^ Mercalli G (1883) Vulcani e Fenomeni Vulcanici in Italia. In: Negri G, Stoppani A, Mercalli G (eds) Geologia d’Italia. Vallardi, pp 217–218
  13. ^ Cancani A (1904) Sur l’Emploi d’une Double Echelle Sismique des Intensitès, Empirique et Absolue. Gerlands Beitr Geophys 2:281–283
  14. ^ את דרגת העוצמה הסייסמית נהוג לסמן בספרות רומיות, כדי להבדילם מספרות רגילות שמבטאות את סולמות המגניטודה/גודל של רעה"א: כמו סולם ריכטר וסולם מגניטודה לפי מומנט.
  15. ^ להמחשה (בלבד) עיינו ערך "סולם מרקאלי".
  16. ^ 1 2 3 4 .Musson, R., 1998. A short history of intensity and intensity scales A Work Paper for the European Seismological Commission, 5 pages
  17. ^ Sieberg A (1912) Über die makroseismische Bestimmung der Erdbebenstärke. Gerlands Beitr Geophys, 11: pp. 227–239
  18. ^ Wood, H. O., Neumann, F., (1931). Modified Mercalli Intensity Scale of 1931, Seismological Society of America Bulletin, 21: pp. 277-283
  19. ^ פגיעות, לעניינינו, מוגדרת כ-שיעור הנזק הנגרם לגוף כלשהו כתוצאה מתאוצות הקרקע בעוצמה סייסמית נתונה. ראו: רון אבני (לעיל) עמ' 42.
  20. ^ Lapajne, J., 1984. The MSK-78 Intensity Scale and Seismic Risk. Engineering Geology, 20:pp.105-112
  21. ^ במהלך זמן זה נוצרו סולמות נוספים המוזכרים בתחתית הערכים הויקיפדיים "סולם ריכטר" ו-סולם סייסמי.
  22. ^ רעידת אדמה יוצרת תאוצות קרקע בכל אתר שאליו מגיעים הגלים הסייסמיים הנוצרים בעת התרחשותה. תאוצת קרקע קיימת בכל שלושת הרכיבים: 2 רכיבים אופקיים (תנועת צפון-דרום ומזרח-מערב), והרכיב השלישי שהוא אנכי (מעלה-מטה). התאוצה האופקית גבוהה יותר בדר"כ, מהתאוצה האנכית. תאוצת הקרקע המקסימלית היא זו שבאה לידי ביטוי על ידי המשרעת המקסימלית ברישום מד התאוצה המוצב באתר. תאוצה מקסימלית זו היא חשובה מאד, מכיוון שבדרך כלל, המבנים הבנויים באתר מגיבים לרמה זו של תאוצה באמצעות "יצירת הנזקים". על כן, התקן לבנייה עמידה בפני רעידות אדמה בישראל ובעולם כולו, מתייחס לתאוצת הקרקע המקסימלית הצפויה באתר, ושכנגדה יש לתכנן את עמידות המבנה.
  23. ^ Medvedev S. V. & Sponheuer W, "Scale of Seismic Intensity", ‏1964
  24. ^ Tomazevitc, M., 1999. Earthquake-Resistant Design of Masonry Buildings. Imperial College Press London,p.12
  25. ^ PennState, College of Earth & Mineral Sciences, "EARTH 520 Plate Tectonics and People"Fusakichi Omori | Earth 520: Plate Tectonics and People: Foundations of Solid Earth Science, www.e-education.psu.edu: Fusakichi Omori - Biographical Information
  26. ^ 1 2 Japan Meteorological Agency. Tables Explaining the JMA Seismic Intensity Scale
  27. ^ Shabestaria, K. T., Yamazaki, F., 2001. Proposal of Instrumental Seismic Intensity Scale Compatible with MMI Evaluated from Three-Component Acceleration Records. Earthquake Spectra, Volume 17, p 712
  28. ^ Charles F. Richter., 1958. Elementary Seismology. Freeman & Company, San Francisco & London, (Chapter 11) p.140
  29. ^ 1 2 Arieh, 1967. Seismicity of Israel and Adjacent Area. Ministry of G.S.Bull., 43: pp.1-14; Ambraseyes & Barazangi, 1989. The 1759 E.Q. in the Bakaa Valley: Implications for E.Q. Hazard Assessment in the Miediterranean Region. J.G.R., 94 : pp. 4007 - 4013; Toppozada, T.R., Borchardt, G., 1998. Re-evaluationof the 1836 & 1838 Earthquakes in California B.S.S.A., 88: pp. 140 - 159; Ibid; Ambraseys 1987. Magnitude-Fault Length Relationships for Earthquakesin the Middle East. in: Historical Seismograms and Earthquakes of the World. pp.309-310 ואצל עוד רבים אחרים.
  30. ^ מפת התחנות הסייסמולוגיות בישראל, המכון הגיאופיסי לישראל.
  31. ^ על חשיבות הנוהג להפיק מפות איזוסייסמיות גם לרע"א מודרניות ראו בהמשך.
  32. ^ האם הרגשת את זה? Did you feel it?, המכון הגיאופיסי לישראל.
  33. ^ Did You Feel It?
  34. ^ גודל הרעידה, עומקה, אורך השבר שפעל בזמן הרעידה, כמות התזוזה היחסית (כמות ההסטה היחסית בין שני גושי השבר) וכיוצא בזה.
  35. ^ 1 2 על חשיבות זו ראו: Ambraseys, N.N., 1971. Value of Historical Records of Earthquakes. Nature, 232: pp. 375 - 379 וגם במאמר נוסף של אותו מחבר משנת 1983 בבוליטין מס' 73 של החברה הסייסמולוגית האמריקאית (B.S.S.A) עמ' 1917–1920 שכותרתו: Notes on Historical Seismicity.
  36. ^ A8 הוא ביטוי המבטא את השטח שסבל מעוצמה סייסמית VIII ומעלה (השטח הירוק והאדום במפה יחדיו). A7 מבטא את השטח מעוצמה VII ומעלה (הכחול, הירוק והאדום יחדיו במפה) שהוא גדול יותר, ועל כן בעל סיכוי קטן יותר לטעות מאשר A8. לכן, ניתן לתת משקל שונה של אמינות למשוואות. למשל: למשוואה העליונה משקל של 1 בלבד. לשנייה משקל של 2, לשלישית משקל של 3 ולרביעית משקל של 4, כאשר מנסים לקבוע מגניטודה של רע"א היסטורית.
  37. ^ N. N. Ambraseys, Notes on Historical Seismicity, B.S.S.A. 73, 1983, עמ' 1917 - 1920
  38. ^ המתודולוגיה הזו מומחשת גם במאמר נוסף של אמברייזיס יחד עם היסטוריון בשם Melville אודות שיחזור רעידת האדמה של שנת 1202 בארץ ישראל בתקופה הצלבנית. זאת אצל: Lee, Meyers & Shimazaki (eds.) 1987. Historical Seismograms and Earthquakes of the World. pp. 181 - 200
  39. ^ מטריצה זו נבחרה להצגה עקב פשטותה. כיום קיימות מטריצות פגיעות מורכבות ומפורטות הרבה יותר. בעקבות: רון אבני, 1999, עמ' 44ב'.
  40. ^ תרחישי רעידות אדמה, המכון הגיאולוגי לישראל, ‏2018
  41. ^ ד"ר אבי שפירא, "סיכוני רעידת אדמה במדינת ישראל", ועדת ההיגוי הבין-משרדית להיערכות לרעידות אדמה
  42. ^ "תקני בנייה עמידה כנגד רעידות אדמה", המכון הגיאולוגי לישראל, ‏2019
  43. ^ ממוצע התנועה היחסית של שבר הסאן-אנדריאס בקליפורניה הוא בעוצמה של 5 סמ' בשנה, בעוד שהממוצע בשבר הסורי אפריקאי באזור ישראל הוא כ־5 מ"מ בשנה. כך גם לגבי תדירות רעידות אדמה הרסניות: בקליפורניה אחת ל־10 שנים בממוצע ובגודל של כ־7.2 בסולם ריכטר בעוד ש"אצלנו" מדובר על אחת למאה שנה בממוצע ובגודל של 6.2 בסולם ריכטר.
  44. ^ תרחיש לרעידת אדמה אדמה לכל עיר בישראל, חייב להתבסס על מה שצפוי לקרות ברעידה כזו שתתרחש במקום הקרוב ביותר האפשרי. אין לנו "מלאי" של רעידות אדמה מודרניות שנחקרו וידוע מה התרחש בהן בכל עיר בישראל. על הרציונל שעומד מאחורי הכנת תרחיש על בסיס הידוע שהתרחש ברעידות אדמה בעבר, ועל הבעייתיות הזו באזורנו ודרך אפשרית לפתור אותה ראו ב: רון אבני., 2008. הכנת תרחישים לרעידות אדמה באזורים בעלי רמה סייסמית בינונית. אופקים בגאוגרפיה 70 עמ' 92–104.
  45. ^ לדוגמה: N. N. Ambraseys, The earthquake of 1 January 1837 in Southern Lebanon and Northern Israel, Annals of geophysics, 1997
  46. ^ Grunthal, G., Musson, R.M.W., Schwarz, J., Stucchi, M., European Macroseismic Scale 1992 - Up-Dated MSK Scale, E.S.C, 1993
  47. ^ Grunthal, G., Musson, R.M.W., Schwarz, J., Stucchi, M, European Macroseismic Scale 1998, Luxembourg: Conseil de L'Europe, E.S.C, 1998
  48. ^ עמוס סלמון., 2011. הצעה לאימוץ סולם העוצמה הסייסמית האירופאי 98 -EMS ועדכון שאלון הדיווח בישראל. המכון הגאולוגי.
  49. ^ Box, P., Cox, R., 1964. An Analysis of Transformations. Jour. Royal Statis. Soc., 26: pp. 211-253
  50. ^ Shapira, Avi., 1988. Computerized Seismic Intensities of Recently Felt Earthquakes in Israel. Geolo. W. Scie., 11, pp. 45-53
  51. ^ למשל כאשר מדרון טופוגרפי מצוי גם על מדרון של אנטיקלינה או סינקלינה, דבר שעלול לגרום להתרחשות גלישות שישפיעו לרעה על רמת העוצמה הסייסמית.
  52. ^ ניתן להסתפק בקריאת הפרק "הפרמטרים שמשפיעים על מידת תאוצות הקרקע".