Wood–Anderson seismometer

The Wood–Anderson seismometer (also known as the Wood–Anderson seismograph) is a torsion seismometer developed in the United States by Harry O. Wood and John August Anderson in the 1920s to record local earthquakes in southern California. It photographically records the horizontal motion.^[1] The seismometer uses a pendulum of 0.8g, its period is 0.8 seconds, its magnification is 2,800 times, and its damping constant is 0.8.^[2]Charles Francis Richter developed the Richter magnitude scale using the Wood–Anderson seismometer.

In 1908, geologist Grove K. Gilbert paid Harry Wood $1,000 to draft a map of potentially active faults in northern California and several years later Andrew Lawson, professor at the University of California, Berkeley assigned Wood to oversee the University's seismometers, where attention was focused on local earthquakes as well as the distant events that were used (especially by European scientists like Beno Gutenberg) to study the attributes of the Earth's interior. Seismometers that were in use up until that time had been developed and optimized for detecting the long-period seismic waves from distant earthquakes and did not detect local events well. Wood left Berkeley in 1912 and spent several years researching volcano seismology in Hawaii and made contact with Arthur L. Day, the director of the Carnegie Institution's geophysical laboratory, while Day also conducted volcanological research there. He would serve as Wood's mentor who took his advice and went to work at the Bureau of Standards in Washington D. C. where a relationship was developed with George Ellery Hale, the director of Carnegie's Mount Wilson Observatory in Pasadena.^[3][4]

في مارس 1921، وافقت مؤسسة كارنيجي على اقتراح من وود لتمويل برنامج بحثي زلزالي طويل الأمد في جنوب كاليفورنيا . وبصفته باحثًا في المعهد، عمل وود بالتعاون مع جون أ. أندرسون (مصمم أجهزة وعالم فيزياء فلكية من مرصد جبل ويلسون) لتطوير مقياس زلازل قادر على تسجيل الموجات قصيرة المدى الناتجة عن الزلازل المحلية. كان من الضروري أن يكون جهازهم قادرًا على قياس الموجات الزلزالية بفترات تتراوح بين 0.5 و2.0 ثانية، وهي فترات أقصر بكثير مما كانت تستطيع الأجهزة الموجودة آنذاك رصده. في سبتمبر 1923، ومع الإنجاز الناجح لما عُرف لاحقًا باسم مقياس الزلازل الالتوائي وود-أندرسون، انصبّ التركيز على إنشاء شبكة من هذه الأجهزة في جميع أنحاء المنطقة لتحديد مراكز الزلازل بدقة، مما يسمح في نهاية المطاف برسم خرائط لمناطق الصدوع المقابلة. اقترح وود أن يقوم معهد كارنيجي بإنشاء شبكة صغيرة من هذه الوحدات في خمسة مواقع في جميع أنحاء المنطقة (باسادينا، ماونت ويلسون، ريفرسايد، جزيرة سانتا كاتالينا، وفولبروك)، ووافق المعهد على المضي قدماً في هذا الاقتراح. ^{[ 3 ] [ 4 ]}

قبل تطوير مقياس الشدة الزلزالية ، كان المقياس الوحيد لقوة الزلزال أو "حجمه" تقييمًا شخصيًا لشدة الاهتزازات المرصودة بالقرب من مركز الزلزال، مصنفةً وفقًا لمقاييس شدة الزلازل المختلفة، مثل مقياس روسي-فوريل . (يُستخدم مصطلح "الحجم" هنا بمعنى كمية الطاقة المنبعثة، وليس حجم المنطقة المتأثرة بالاهتزاز، مع العلم أن الزلازل ذات الطاقة العالية تميل إلى التأثير على مساحة أوسع، اعتمادًا على التركيب الجيولوجي المحلي). في عام 1883، افترض جون ميلن أن اهتزازات الزلازل الكبيرة قد تولد موجات يمكن رصدها حول العالم، وفي عام 1899، رصد إي. فون ريبور باشفيتز في ألمانيا موجات زلزالية تُعزى إلى زلزال في طوكيو. ^{[ 5 ]} في عشرينيات القرن العشرين، طور هاري وود وجون أندرسون جهاز وود-أندرسون لقياس الزلازل، وهو أحد أوائل الأجهزة العملية لتسجيل الموجات الزلزالية. ^{[ 6 ]} ثم أنشأ وود، تحت رعاية معهد كاليفورنيا للتكنولوجيا ومعهد كارنيجي ، شبكة من أجهزة قياس الزلازل تمتد عبر جنوب كاليفورنيا . ^{[ 7 ]} كما استعان بالعالم الشاب غير المعروف آنذاك تشارلز ريختر لقياس مخططات الزلازل وتحديد مواقع الزلازل التي تولد الموجات الزلزالية. ^{[ 8 ]}

In 1931 Kiyoo Wadati showed how he had measured, for several strong earthquakes in Japan, the amplitude of the shaking observed at various distances from the epicenter. He then plotted the logarithm of the amplitude against the distance and found a series of curves that showed a rough correlation with the estimated magnitudes of the earthquakes.^[9] Richter resolved some difficulties with this method^[10] and then, using data collected by his colleague Beno Gutenberg, he produced similar curves, confirming that they could be used to compare the relative magnitudes of different earthquakes.^[11]

To produce a practical method of assigning an absolute measure of magnitude required additional developments. First, to span the wide range of possible values, Richter adopted Gutenberg's suggestion of a logarithmic scale, where each step represents a tenfold increase of magnitude, similar to the magnitude scale used by astronomers for star brightness.^[12] Second, he wanted a magnitude of zero to be around the limit of human perceptibility.^[13] Third, he specified the Wood–Anderson seismograph as the standard instrument for producing seismograms. Magnitude was then defined as "the logarithm of the maximum trace amplitude, expressed in microns", measured at a distance of 100 km (62 mi). The scale was calibrated by defining a magnitude 0 shock as one that produces (at a distance of 100 km (62 mi)) a maximum amplitude of 1 micron (1 μm, or 0.001 millimeters) on a seismogram recorded by a Wood-Anderson torsion seismometer.^[14] Finally, Richter calculated a table of distance corrections,^[15] in that for distances less than 200 kilometers^[16] the attenuation is strongly affected by the structure and properties of the regional geology.^[17]

When Richter presented the resulting scale in 1935, he called it (at the suggestion of Harry Wood) simply a "magnitude" scale.^[18] "Richter magnitude" appears to have originated when Perry Byerly told the press that the scale was Richter's and "should be referred to as such."^[19] In 1956, Gutenberg and Richter, while still referring to "magnitude scale", labelled it "local magnitude", with the symbol M_L, to distinguish it from two other scales they had developed, the surface wave magnitude (M_S) and body wave magnitude (M_B) scales.^[20]

The Richter magnitude of an earthquake is determined from the logarithm of the amplitude of waves recorded by seismographs (adjustments are included to compensate for the variation in the distance between the various seismographs and the epicenter of the earthquake). The original formula is:^[21]

$${\displaystyle M_{\mathrm {L} }=\log _{10}A-\log _{10}A_{\mathrm {0} }(\delta )=\log _{10}[A/A_{\mathrm {0} }(\delta )],\ }$$

where A is the maximum excursion of the Wood–Anderson seismograph, the empirical function A₀ depends only on the epicentral distance of the station, ${\displaystyle \delta }$. In practice, readings from all observing stations are averaged after adjustment with station-specific corrections to obtain the M_L value.^[21]