עוצמה סייסמית

[ממוזער|מפה איזוסייסמית של אזורים שווי עוצמה סייסמית ב[https://primo.bgu.ac.il/discovery/delivery/972BGU_INST:972BGU/12272799320004361 רעידת האדמה של שנת 1927 בארץ ישראל].|קישור=קובץ:מפה_איזוסייסמית_של_רעידת_האדמה_של_1927_ב-ארץ ישראל.png](https://he.wikipedia.org/wiki/%D7%A7%D7%95%D7%91%D7%A5:%D7%9E%D7%A4%D7%94_%D7%90%D7%99%D7%96%D7%95%D7%A1%D7%99%D7%99%D7%A1%D7%9E%D7%99%D7%AA_%D7%A9%D7%9C_%D7%A8%D7%A2%D7%99%D7%93%D7%AA_%D7%94%D7%90%D7%93%D7%9E%D7%94_%D7%A9%D7%9C_1927_%D7%91-%D7%90%22%D7%99.png)**עוצמה סייסמית** (באנגלית: **Seismic Intensity**) היא הערכת תאוצת הקרקע המקסימלית באתר מסוים בעת רעידת אדמה, על בסיס חומרת האפקטים הסייסמיים שנצפו בו. העוצמה הסייסמית מוערכת באמצעות סולמות הערכה מאקרוסייסמיים, להבדיל מסולמות מיקרוסייסמיים שמודדים גודל (מגניטודה בסייסמולוגיה) רעידות אדמה באמצעות מכשירי מדידה וסייסמוגרפים, לפי סולם ריכטר, לפי המומנט הסייסמי או דומיהם.

כדור הארץ בנוי משלושה חלקים עיקריים: קרום – שעוביו כ־5 קילומטר באוקיינוסים (קרום אוקיאני) ועד כ־40 קילומטר בממוצע ביבשות (קרום יבשתי), והוא החלק המוצק של כדור הארץ; מעטפת – שעובייה כ-2,900 קילומטר ומצב הצבירה שלה משתנה מכמעט מוצק בחלק העליון לכמעט נוזלי בחלק התחתון שלה; וגלעין – שמורכב מחלק חיצוני בעובי של כ-2,200 קילומטר, וחלק פנימי בעובי של כ-1,280 קילומטר נוספים, ובעל תכונות מובהקות של נוזל, להבדיל מהחלק החיצוני. בסך הכול רדיוס כדור הארץ הוא כ-6,400 קילומטר.

קרום כדור הארץ מחולק ללוחות טקטוניים שנעים האחד ביחס למִשנהו לאורך הגבולות ביניהם בקְצָבים ובכיוונים שונים. לתנועה יחסית זו אחראים זרמי הערבול (קונבקציה) שמתחוללים במעטפת. זרמים אלו "מתחילים" עם צניחת הקרום הימי אל מתחת לקרום היבשתי כתוצאה מההתנגשות ביניהם המלווה ברעידות אדמה גדולות, וכתוצאה מההבדל בצפיפויות ביניהם: הימי צפוף יותר מהיבשתי בכ־0.3 גרם לסמ"ק בממוצע. זרמים אלו נעים במעטפת ומגיעים אל מתחת לרכס מרכז-אוקייני, שקיים במרכז האוקיינוסים, ועולים דרכו אל פני הקרום האוקיאני ויוצרים סלע וולקני חדש. תהליך זה מתקיים במחזוריות של כ-200 מיליון שנה בערך.

ההתנגשויות שמתרחשות כתוצאה מהתנועה היחסית של הלוחות הטקטוניים, משגרות לתוך קרום כדור הארץ ואל פני השטח גלים שנקראים גלים סייסמיים. גלים אלה מתחלקים לשלושה סוגים עיקריים: גלים ראשוניים המכונים גלי P (דחיסה)  שהם המהירים ביותר, אך אינם הרסניים; גלים שניוניים המכונים גלי S (גזירה)  שהם בעלי רכיב אופקי בנוסף לאנכי שקיים גם בגלי ה-P, ועל כן הרסניים; וגלי קרקע שמתחלקים לשני סוגי משנה: גלי ריילי  וגלי Love . גם גלים אלה, שנוצרים רק על פני השטח, הם הרסניים. כל הגלים הללו, בהתקרבם אל פני השטח באתר כלשהו, יוצרים תאוצות קרקע שהם הגורם לאפקטים הסייסמיים שנגרמים ברעידת האדמה. על פי אפקטים סייסמיים אלה מתבצעת במכוני מחקר, כגון המכון הגיאולוגי לישראל, הערכה של העוצמה הסייסמית, ומכאן המתאם התאורטי והאמפירי בין תאוצת הקרקע המקסימלית שגורמת רעידת האדמה באתר, להערכת העוצמה הסייסמית באתר זה.

## סולמות להערכת עוצמה סייסמית
### התפתחות סולמות ההערכה
ניסיונות ראשוניים לכמת אפקטים סייסמיים נעשו כבר במחצית השנייה של המאה ה-18, כאשר  תיאר בשנת 1783 אפקטים סייסמיים ברעידת האדמה שהתרחשה בקלבריה שבאיטליה באותה שנה. בשנת 1814 התרחשה רעידת אדמה ליד העיר מור בהונגריה, ומפת האפקטים הסייסמיים שפורסמה באותה שנה נחשבת לניסיון הראשון בהיסטוריה למפות אפקטים אלה. הבא אחריהם בניסיון לכמת אפקטים סייסמיים של רעידת אדמה היה אגאן (Egen) אחרי רעידת האדמה שהתרחשה בשנת 1828 בגבול בין בלגיה לגרמניה. אולם ראשיתה של העוצמה הסייסמית כפי שהיא מוכרת היום, ידועה מאמצע המאה ה-19. מהנדס אירי בשם רוברט מאלט סקר בשנת 1857 את הנזקים שנגרמו ביישובים רבים כתוצאה מרעידת האדמה בנאפולי שבדרום איטליה, והעלה את הנתונים על מפה לפי דרגות חומרה. הוא חיבר בקו את כל היישובים בעלי דרגת חומרה דומה של אפקטים סייסמיים, וקיבל מפת קווי רום – "קונטורים"  – של אזורים שווי עוצמה סייסמית, הנקראת מפה איזוסייסמית. לקווי המתאר שתחמו אזורים אלה הוא קרא קווים איזוסייסמליים (Isoseismal Lines).

בהיעדר מדידות סייסמיות ממכשירים סייסמוגרפים, שהחלו רק בסוף המאה ה־19, המיפוי נתן למאלט מידע על אזור המוקד (אפיצנטר) של רעידת האדמה ועל אודות מידת הניחות  של העוצמות הללו עם התרחקות מאזור המוקד. מאז הייתה מתודולוגיה זו של הערכת העוצמה הסייסמית בשימוש גובר.

סולם העוצמות הסייסמיות הראשון פורסם בשנת 1874 על ידי איטלקי בשם , וסולם נוסף בשנת 1881 על ידי שווייצרי בשם פרנסואה-אלפונס פורל. שניהם חברו יחד מייד לאחר פרסום הסולם של פורל, ויצרו סולם משותף בעל 10 דרגות עוצמה סייסמית שנקרא סולם רוסי-פורל, והוא הסולם הסייסמי הראשון שנעשה בו שימוש נרחב בעולם.

סולם רוסי-פורל שופר בשנת 1902 על ידי הוולקנולוג האיטלקי ג'וזפה מרקאלי שהוסיף לכותרות של רוסי-פורל תיאורים מפורטים יותר של האפקטים הסייסמיים. לפני כן, בשנת 1883, ניסה מרקאלי להגדיר סולם בעל 6 דרגות, אך לא נעשה בו שימוש רב. בשנת 1904 הציע האיטלקי אדולפו קָנכַּני  סולם בן 12 דרגות, על ידי הוספת שתי דרגות בקצה העליון של הסקאלה של סולם רוסי-פורל: דרגה 11 (XI) ודרגה 12 (XII). בסולם זה דרגה 1 (I) סימנה מצב שרעידת האדמה כלל לא הורגשה באתר הנתון, בעוד שדרגה XII סימנה מצב של הרס טוטלי בו. גם לסולם זה הייתה מגבלה משמעותית, מכיוון שקנכני ויתר על תיאור מפורט בכל דרגה של עוצמה סייסמית, והסתפק רק בכותרות, כמו "הרס", "פחד" וכיוצא באלה, וכן הערכה של מידת תאוצת הקרקע שגרמה לאפקטים הללו.

בשנת 1912 התפרסם סולם בן 12 דרגות, עם תיאורים מפורטים, על ידי הגאופיזיקאי הגרמני אוגוסט היינריך זיברג. סולם זה היווה בסיס לכל סולמות הערכת העוצמה הסייסמית בעלי 12 הדרגות שבהם נעשה שימוש עד היום. סולם זה, בתיקונים קלים, נקרא סולם מרקאלי-קנכני-זיברג. בשנת 1931 תורגם הסולם לאנגלית על ידי הארי ווד ופרנק ניומן. 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 שיפר צ'ארלס ריכטר 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. הגדרת איכות המבנה הגדירה את הפגיעוּת שלו, ומשתנה זה נותן ממד כמותי לסולמות להערכת עוצמה סייסמית. כך קיבלה הערכת העוצמה הסייסמית משנה תוקף ואמינות. עם הזמן, ובעקבות מחקרים מודרניים אודות רעידות אדמה רבות, שופר הסולם של מרקאלי, עד כדי כך שניתן היה להסיק על מתאם בין דרגת העוצמה הסייסמית לבין תאוצת הקרקע המקסימלית 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 "סולם MSK 64". 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 אשר שימשו באירופה עד שנות ה־90 של המאה ה־20 (ראו להלן בפרק "סולם מודרני להערכת "עוצמה סייסמית" שמומלץ לשימוש בישראל").

### הסולמות היפני והפיליפיני החריגים
[ממוזער|המִתאם הקיים בין הסולמות השונים להערכת העוצמה הסייסמית ל[תאוצה#תאוצת קרקע מקסימלית|תאוצת הקרקע המקסימלית באתר (1gal=1cm/sec.2) .]]

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, והתבסס על התאוצה המרבית של הקרקע ועל התנהגותם של מבנים יפניים אופייניים. 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 בקובה, יפן, חולקו דרגות 5 ו־6 לשתי דרגות משנה. שנה לאחר מכן, בשנת 1996 הוצג סולם JMA  על ידי הסוכנות המטאורולוגית של יפן, שנמצא בשימוש עד היום. הסולם נותר בן 7 דרגות, היחיד שבשימוש היום בעולם שאינו בעל 12 דרגות, ומכאן חריגותו.

בשנת 1996, בעקבות רעידת האדמה באי לוזון בפיליפינים, שהתרחשה בשנת 1990 והייתה במגניטודה 7.7 בסולם המומנט, ייסד המכון הפיליפיני לוולקנולוגיה וסייסמולוגיה  סולם עוצמות סייסמיות בן 10 דרגות, שמותאם יותר למציאות הבנייה בפיליפינים. דרגה 8 בסולם הפיליפיני כוללת בתוכה תיאורי הרס המאפיינים את דרגות VIII ו-IX בסולמות המערביים, דרגה 9 את תאורי דרגות X ו-XI ודרגה 10 את תאורי דרגה XII בסולמות המערביים. סולם זה החליף את סולם רוסי-פורל שהיה עד אז בשימוש בפיליפינים.

### סולם מודרני להערכת "עוצמה סייסמית" שמומלץ לשימוש בישראל
בעקבות אימוץ סולם MSK-64 על ידי המכון הגיאופיסי 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 כלי אפקטיבי בניסיון לחקור רעידות אדמה היסטוריות שהתרחשו באזור. רוב רעידות האדמה הללו נחקרו על ידי פרופסור ניקולאס אמברייזיס מהקולג' המלכותי להנדסה בלונדון. לפחות רעידת אדמה היסטורית אחת בארץ ישראל נחקרה באופן מקיף על בסיס הערכת עוצמה סייסמית על פי סולם זה.

בשנת 1988 החליטו בנציבות הסייסמולוגית האירופאית על הכנת סולם מאקרוסייסמי מודרני יותר מ-MSK-64. התוצר היה סקאלה חדשה, מפורטת לאין שיעור ביחס לסקאלה משנת 1964 שהוזכרה לעיל. היא הופצה בשנת 1993, ושימשה טיוטה להערות החברים בנציבות מכל המדינות, לרבות מישראל. בכנס הנציבות בשנת 1996 ברייקיאוויק שבאיסלנד, הוחלט על אימוץ הסקאלה הזו, והיא הופצה בשנת 1998 ונקראה European Macroseismic Scale-EMS 98. זה הסולם הראשון בהיסטוריית המחקר המאקרוסייסמי שהופץ עם הנחיות לשימוש ועם אילוסטרציות ותמונות להמחשת דרגות הנזק במבנים השונים. עדיין, הסולמות הופצו מתוך הנחה שהמשתמשים מבינים את כוונותיהם של מחברי הסולמות. גרסה זו תקפה נכון לאוגוסט 2021. בשנת 2011 המליץ המכון הגיאולוגי לישראל על אימוץ סולם EMS-98 לשימוש בישראל על ידי הגופים המופקדים על ניטור רעידות.

### סוגיית השיטתיות בהערכת עוצמות סייסמיות
ממוזער|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. העקומה למעלה היא התפלגות השאריות בקבוצות של עד חצי יחידת עוצמה סייסמית, שמחזקת את הממצא על הקו הליניארי. מתוך ר. אבני, 1999. עמ' 17א'.

הערכת העוצמות הסייסמיות מושפעת מהמיומנות של החוקר בשימוש בסולם להערכת עוצמות סייסמיות ומאיכות הנתונים שעליהם מתבסס המחקר. דבר זה נכון במיוחד בכל הקשור להערכת עוצמות סייסמיות ברעידת אדמה היסטורית, המתבססת על חומרים כתובים. 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.

מצב זה עשוי לעורר ספק לגבי אמינות הערכות העוצמה הסייסמית. עם זאת, אם הערכת העוצמות היא שיטתית, גם השגיאה בהערכת העוצמות הסייסמיות תהיה שיטתית, ובמצב זה הצגת המקורות ההיסטוריים ששימשו את החוקר מאפשרת ביקורת מדעית על עבודת ההערכה ושיפור שלה. המבחן לשיטתיות של ההערכה 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 (ראו דוגמה באיור מצד שמאל).

כאשר ההערכה היא שיטתית, 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. 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.
[ממוזער|עקומות ניחות העוצמה הסייסמית באותה רעידת אדמה: העליונה על פי הערכים הנצפים. התחתונה בנטרול [תגובת אתר סייסמית|תגובת האתר. העקומה המקווקות מציגה את ניטרול השפעת הליתולוגיה בלבד. שימו לב לשיפור בערך ה-**r<sup>2</sup>**. השיפור בין 2 העקומות העיקריות למעשה דרמטי יותר.]]

## שימושים של הערכות העוצמה הסייסמית
### הכנת מפות איזוסייסמיות
העוצמה הסייסמית משמשת בראש ובראשונה, כפי שעשה מאלט באמצע המאה ה-19, למיפוי של אזורים איזוסייסמליים. גם כיום, אף על פי שיש דרכים לחשב ישירות את גודל רעידת האדמה במרכזה, נהוג להפיק מפה איזוסייסמית לכל רעידת אדמה מודרנית. ישנם מקרים בהם מופקת המפה באמצעות מחקר מעמיק של רעידת האדמה, ויש שהיא מופקת בצורה אוטומטית וממוחשבת. ההפקה הממוחשבת ניזונה מדיווחים של עוצמה סייסמית ממקומות רבים. מיפוי איזוסייסמי אוטומטי מבוצע כמעט תמיד על ידי מכון הסקר הגאולוגי של ארצות הברית על בסיס נתונים של תאוצות הקרקע המקסימליות המדווחות ממכשירים (מדי תאוצה) באזורים השונים, תוך שימוש במתאם לדרגות העוצמה הסייסמית, ולעיתים גם באמצעות איסוף דיווחים מהאוכלוסייה באזורים שרעידת האדמה גרמה לאפקטים סייסמיים.

### מחקר רעידות אדמה היסטוריות
מחקר רעידות אדמה היסטוריות תורם להערכת סיכונים סייסמיים, ובהתאם להתכוננות לרעידות אדמה עתידיות. מחקר מעמיק של רעידות אדמה שהתרחשו לאורך ההיסטוריה מבקש להסיק על הפרמטרים הכמותיים שלהן, כמו גודל הרעידה, עומקה, אורך השבר שפעל בזמן הרעידה, כמות התזוזה היחסית (כמות ההסטה היחסית בין שני גושי השבר) וכיוצא באלה.

הערכת עוצמות סייסמיות והפקת מפה איזוסייסמית משמשות כלי מחקר ראשון במעלה בחקר רעידות אדמה היסטוריות שהתרחשו בטרם התאפשרו המדידות המודרניות באמצעות סייסמוגרף, שכן העוצמה הסייסמית היא הפרמטר הכמעט יחיד שקיים על רעידות אדמה היסטוריות.

ניתן להשוות מפות איזוסייסמיות של רעידות אדמה מודרניות, שהפרמטרים הכמותיים שלהם ידועים, למפות איזוסייסמית של רעידה היסטורית, וכך לקבוע פרמטרים נוספים של הרעידה ההיסטורית.

קביעת הפרמטרים של הרעידה ההיסטורית יכולה להיעשות ישירות, על ידי השוואת מפות איזוסיימית של רעידות אדמה מודרניות והיסטוריות מאותו אזור, והסקת הפרמטרים הכמותיים של הרעידה ההיסטורית מנתוני המכשירים של הרעידה המודרנית. בנוסף, צ'ארלס ריכטר פרסם יחסים אמפיריים בין העוצמה הסייסמית המקסימלית ברעידות אדמה בקליפורניה לבין מגניטודת הרעידה ורדיוס חישתהּ.

עם זאת, ההשוואה יכולה להיעשות גם בעקיפין, על ידי גילוי קיומם של יחסים אמפיריים בין מרכיבי המפה השונים לפרמטרים כמותיים של רעידת האדמה. למשל (ראו באיור משמאל): קשר בין המגניטודה לעוצמה הסייסמית האפיצנטריאלית – **<big>I<sub>0</sub></big>**; קשר בין אורך הציר הארוך של האליפסה המבטאת את האזור האיזוסייסמי האפיצנטריאלי שהוא המקסימלי בדרך כלל, לבין אורך השבר שפעל ברעידת האדמה הנחקרת – **<big>L</big>**; קשר בין שטחים איזוסייסמליים מסוימים – **<big>A<sub>7</sub></big>** ו־**<big>A<sub>8</sub></big>** (למשל). למגניטודת הרעידה; וקשר בין אורך השבר והמגניטודה לכמות ההסטה – **<big>R<sup>2</sup></big>** שהתרחשה לאורך השבר שפעל בעת רעידת האדמה..

### שימוש בעוצמה סייסמית להתכוננות לרעידות אדמה עתידיות <small>(הערכת [[סיכון סייסמי|הסיכון הסייסמי]])</small>
[ממוזער|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. מטריצה זו נבחרה להצגה עקב פשטותה. כיום קיימות מטריצות פגיעות מורכבות ומפורטות הרבה יותר. בעקבות: [https://primo.bgu.ac.il/discovery/fulldisplay?docid=alma990014101560204361&context=L&vid=972BGU_INST:972BGU&lang=he&search_scope=MyInst_and_CI&adaptor=Local%20Search%20Engine&tab=Everything&query=any,contains,רעידת%20האדמה%20של%20שנת%201927&mode=basic אבני 1999], עמ' 94.](https://he.wikipedia.org/wiki/%D7%A7%D7%95%D7%91%D7%A5:Vulnerability_Matrix.jpg)
בכל מדינות המערב מקובל, כחלק ממערך ההתכוננות לרעידת אדמה הרסנית, להכין תרחיש לרעידה זו. 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 475 שנה. כך גם בישראל, ותקן 413 לבנייה עמידה לרעידת אדמה מכתיב בחוק את החובה לתכנן את עמידות המבנה, כך שיעמוד בתאוצות קרקע שיתרחשו באתר ברעידת אדמה כזו. גודל הרעידה הזו משתנה מאזור לאזור בהתאם לרמה הסייסמית של כל אזור. למשל, הרמה הסייסמית בקליפורניה היא בערך פי 10 מהרמה הסייסמית בישראל. 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 הכול רעידת אדמה אחת כזו מאז תחילת המאה ה־20, וקשה להכין תרחיש מתאים שיענה על הדרישות לגבי כל אזור ואזור בישראל. 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 מתאם 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.

ההגדרה האמורה לעיל שמתייחסת לרעידת אדמה שההסתברות להתרחשותה לפחות פעם אחת ב-50 שנה היא 10%, מתייחסת בעיקר למבני מגורים סטנדרטיים, ואף לכאלה שאינם סטנדרטיים, אך הבנייה שלהם אינה מורכבת מבחינת ארכיטקטונית. על כן, השימוש בעוצמה הסייסמית שהתרחשה ברעידת האדמה ההרסנית האחרונה בארץ ישראל (1927), אינה מתאימה לחיזוי הצפוי ברעידת אדמה הרסנית בעתיד למבנים רגישים כמו בתי חולים, תחנות כוח, גשרים, מחלפים, תשתיות לאומיות מיוחדות ומבנים מורכבים אחרים. עבורם, התווספו לתקן 413 כנגד בנייה עמידה בפני רעידות אדמה, ערכי תאוצות קרקע הצפויות להתקבל מרעידת אדמה שההסתברות להתרחשותה לפחות פעם אחת ב־50 שנה היא 5% (שזמן המחזור הוודאי שלה הוא 975 שנה – כלומר רע"א גדולה יותר וערכי תאוצות קרקע גדולים יותר שכנגדן יש לתכנן את המבנה) וערכים עבור הסתברות של 2% (שזמן המחזור הוודאי שלה הוא 2,475 שנה, כלומר ערכי תאוצות קרקע גדולים שהבניין צריך לעמוד כנגדן).

ידוע על מקרים שונים בעולם שהפעילו שיטה זו להערכת הסיכון הסייסמי (למשל אצל: Rudman, A., 2024; וגם אצל Si-Qi Li, 2024 ואחרים. בלימה, בירת פרו, למודת רעידות האדמה ההרסניות, צוות של המכון הגאולוגי של ארצות הברית נשלח אליה למשימת תיעוד כולל של רעידת האדמה ההרסנית במגניטודה 8.1 שהתרחשה שם בשנת 1974. אחד הצוותים שביצע סקר אודות הנזק והעוצמה הסייסמית, אסף 400 שאלונים מחלקים שונים של העיר, והעריך עוצמה סייסמית לפי סולם מרקאלי המשופר לכל מיקום שנבדק. ממידע זה, שורטטה מפת התפלגות העוצמה הסייסמית בעיר, שיכולה להוות בסיס לתרחיש היקף הנזק וההרס, ברעידת אדמה דומה בעתיד. המפה האיזוסייסמית המציגה את התפלגות העוצמה הסייסמית בעיר פורסמה במאמר משנת 1977 וניתן לצפות בה כאן (בעמודים 1433 ו-1437).

## היחס בין עוצמה סייסמית למשתנים אחרים
### עוצמה סייסמית ותאוצת קרקע מקסימלית
לקורלציה האמפירית, שהתבררה אחרי שנים של מחקר, בין דרגת העוצמה הסייסמית (להלן "אינטנסיטי") לתאוצת הקרקע (המקסימלית) – PGA  שגרמה לאפקטים הסייסמיים בכל אתר, ושעל פיהם הוערכה האינטנסיטי באתרים אלה, אחראים יותר מכולם צ'ארלס ריכטר, ממציאו של סולם ריכטר המפורסם, ועמיתו בנו גוטנברג. הוא הכליל וניסח משוואת מתאם (קורלציה) אמפירית עבור קליפורניה: \log a = \frac{I}{3}-0.5 כאשר a היא תאוצת הקרקע המקסימלית באתר ביחידות של סנטימטר לשנייה בריבוע (cm/sec2), ו־I היא דרגת האינטנסיטי שהוערכה בו.

הוא הביא דוגמאות עוצמה סייסמית להצבה במשוואה כדי להציג את תקפותו של המתאם, והעיר שבדרגות הגבוהות (X ומעלה) אמינות המשוואה יורדת. 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 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.

ב-U.S.G.S. מפיקים לכל רעידת אדמה "מודרנית" מפות תאוצות קרקע מקסימליות ממוחשבת שנקראת Shake Map. אחרי סיקור של רעידות אדמה רבות מאוד, הם הגיעו למסקנה, שתנודות הקרקע ונזקי בנייה המוערכים על ידי אדם (קרי עוצמה סייסמית), מותאמים בצורה הטובה ביותר לאירועים בעלי עוצמה סייסמית נמוכה, כאשר המשתנה של מהירות קרקע מקסימלית מתאים יותר לאירועים בעלי עוצמה סייסמית גבוהה. עם זאת, במאמץ לפשט ולמקסם את זרימת המידע לציבור, פיתחו ב-U.S.G.S. אמצעי להפקת מפות אומדן של סולם מרקאלי המתוקן המבוססות על הקלטות של תאוצות קרקע באמצעות מדי תאוצה. "עוצמות סייסמיות מכשירניות" אלו, מבוססות על רגרסיה משולבת של אמפליטודות שיא ומהירות שיא מול עוצמה סייסמית נצפית, עבור 8 רעידות אדמה משמעותיות בקליפורניה: 1971 בסן פרננדו; 1979 בעמק אימפריאל ; 1986 בצפון פאלם ספרינגס ; 1987 בוִויתִּיאֶר ; 1989 בלומה פריאטה; 1991 בסְיֶירָה מָאדְרֶה ; 1992 בלאנדרס, ו-1994 בנורת'רידג'. מההשוואה עם מפות איזוסייסמיות ניצפות, הם מצאו שרגרסיות לא ליניאריות המבוססות על מהירות קרקע מקסימלית עבור עוצמה > VII, ועל תאוצת קרקע מקסימלית עבור עוצמה 1*** ה[[סטרטיגרפיה]]; ***S2*** ה[[מבנה (גאולוגיה)|מבנה הגאולוגי]] ([[מבנה|סטרוקטורה]]); ***L*** ה[[ליתולוגיה]]/המ[[סלע]]; ***T*** ה[[טופוגרפיה]] ו־***D**'' משך זמן הרעידה באתר. בעת הערכת העוצמה הסייסמית לאחר רעידת אדמה, כל ה[[משתנה|משתנים]] 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, מכיוון שמבנים באיכות שונה יגיבו אחרת לתאוצת קרקע נתונה ואז הרס ניכר במבנה בעל איכות גרועה לא יגרום לנו להעריך עוצמה סייסמית גבוהה ולהפך, מבנה באיכות בנייה גבוהה שכמעט לא ניזוק לא יובל להערכת עוצמה סייסמית נמוכה. 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. באשר לסטרטיגרפיה ולליתולוגיה, הרי שהסטרטיגרפיה רלוונטית רק כאשר שתי [[תצורה (גאולוגיה)|תצורות הסלע]] העליונות הן סלעי משקע. אז יש משנה חשיבות ל[[צפיפות החומר|צפיפות]] השכבה העליונה, וצפיפות השכבה התחתונה. אם השכבה התחתונה קשה וצפופה מאוד ביחס לעליונה, אזי צפויה הגברה גדולה מאוד בתאוצות הקרקע באתר. תופעה זו קרויה [[תגובת אתר סייסמית]], ומוסברת שם בערך בפירוט רב, לרבות [[תגובת אתר סייסמית#הפרמטרים שקובעים את מידת הגברת תאוצות הקרקע|הפרמטרים שקובעים את מידת הגברת תאוצות הקרקע]].
[[קובץ:Regular attenuation Curve & without site effect.jpg|ממוזער]]
האיור משמאל ממחיש את ההשפעה הזו. הגרף העליון מתאר את [[ניחות]] העוצמה הסייסמית כפונקציה של המרחק ממוקד רעידת האדמה ועל פי הערכים הנצפים ב[[רעידת האדמה בארץ ישראל (1927)|רעידת האדמה של שנת 1927 בארץ ישראל]]. [[אחוז]] ה[[שונות]] המוסברת על ידי המרחק הוא 26% (<big>r</big><sup>2</sup>=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 מה[[אנליזה (מדע)|אנליזה]], נשארו רק 102 תצפיות, ואחוז השונות המוסברת ירד ל־18%. בשלב הבא, על פי מתודולוגיה מסוימת, נוטרלה השפעת המסלע על התפרושת המרחבית של העוצמות הסיימיות. 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.

==ראו גם==
* [[סולם סייסמי|סולמות סייסמיים]]
* [[סולם ריכטר]]
* [[מומנט סייסמי]]
* [[סולם מרקאלי]]
* [[סולם רוסי-פורל|סולם רוסי פורל]]

==לקריאה נוספת==
* Bolt, B.A., 1999. **Earthquakes''', F&C, 365 pages
* רון אבני, 2008. הכנת תרחישים לרעידות אדמה באזורים בעלי רמה סייסמית בינונית. אופקים בגאוגרפיה 70 עמ' 92–104.

## קישורים חיצוניים
* עמוס סלמון, 2011. הצעה לאימוץ סולם העוצמה הסייסמית האירופאי 98 - EMS ועדכון שאלון הדיווח בישראל. המכון הגאולוגי
* ההבדל בין מגניטודה לעוצמה סייסמית (באנגלית), המכון הגאולוגי האמריקאי.
## ביאורים

## הערות שוליים

קטגוריה:סייסמולוגיה
קטגוריה:גאולוגיה
קטגוריה:רעידות אדמה
קטגוריה:ניהול סיכונים
קטגוריה:שיטות מחקר
*
קטגוריה:תאוריות גאולוגיות
קטגוריה:תאוריות מדעיות
קטגוריה:אסונות טבע
קטגוריה:סיכונים פיננסיים
קטגוריה:מחקר מאקרוסייסמי