ΣΕΙΣΜΟΙ-ΚΑΤΑΣΤΡΟΦΕΣ EARTHQUAKES-DISASTERS

ΙΑΠΩΝΙΑ 2011-JAPAN2011

ΤΟΥΡΚΙΑ1939-TURKEY

ΧΙΛΗ1939-HILI

ΑΘΗΝΑ1999-ATHINA1999

ΚΑΛΑΜΑΤΑ-KALAMATA

ΑΛΑΣΚΑ-ALASKA

ΑΡΜΕΝΙΑ-ARMENIA

ΣΑΝ-ΦΡΑΝΤΖΙΣΚΟ-SAN-FRANCISCO

Ο σεισμός είναι μια απότομη κίνηση ή δόνηση του στερεού φλοιού της Γης. Συνήθως προέρχεται από τη διάρρηξη γεωλογικών στρωμάτων και την απότομη μετατόπιση των δύο τμημάτων κάτω από την επιφάνεια της Γης. Τα ρήγματα συνδέονται άμεσα με τη δημιουργία των επιφανειακών σεισμών, γι' αυτό και χαρακτηρίζονται σεισμογόνα ρήγματα.

Ανάλογα με το εστιακό τους βάθος χωρίζονται σε επιφανειακούς (h < 60 km), σε ενδιάμεσου βάθους και σε μεγάλου βάθους (h > 300 km). Οι δύο τελευταίοι ονομάζονται και πλουτώνιοι.

Η κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών

Η λιθόσφαιρα χωρίζεται σε επτά πολύ μεγάλες πλάκες, αλλά υπάρχει κι ένα πλήθος άλλων μικρότερων. Π.χ. στην περιοχή του Αιγαίου υπάρχουν πολλές μικρές πλάκες. Οι πλάκες επιπλέουν στην πλαστική ασθενόσφαιρα.

Τριών ειδών κινήσεις μπορούν να συμβούν στα όρια μεταξύ πλακών

• Δημιουργία (επέκταση) πλάκας. Σε μεσο-ωκεάνια ρήγματα απομακρύνονται κατά μερικά cm/year και σε περιοχές αποχώρησης λιωμένα πετρώματα αναδύονται και δημιουργούν νέο ωκεάνιο δάπεδο στις δύο πλευρές του ρήγματος. Στο όριο αυτό δημιουργίας μια μεσο-ωκεάνια ράχη (οροσειρά) την οποία αποτελεί το τελευταίο αναδυόμενο πέτρωμα. Καθώς ψύχεται το νέο πέτρωμα τα μαγνητικά του υλικά προσανατολίζονται ανάλογα με τον προσανατολισμό του μαγνητικού πεδίου την εποχή εκείνη. Καθώς το γεωμαγνητικό πεδίο αλλάζει φορά κάθε 1x106 έτη περιμένουμε να δούμε στρώματα (στην άκρη της ράχης) με εναλλασσόμενη μαγνήτιση.
• Καταστροφή πλάκας (λόγω καταβύθισης μέρους της). Μία πλάκα γλιστρά κάτω από μία άλλη και λιώνει καθώς εισχωρεί στον μανδύα. Αυτή η περιοχή ονομάζεται ζώνη καταβύθισης και δημιουργεί μεσο-ωκεάνιες τάφρους. Όπου τα ελαφρότερα μέρη της καταβυθιζόμενης πλάκας λιώνουν αυτά ανέρχονται στην επιφάνεια και δημιουργούν ηφαίστεια. Όταν ηπειρωτικά τμήματα από αντίθετες πλάκες συμπιέζονται σε μία ζώνη καταβύθισης, επειδή είναι ελαφρότερα από το βυθιζόμενο υπόστρωμα, αναγκάζονται να καμφθούν και σχηματίζουν οροσειρές.
• Κίνηση πλακών. Σε μερικά όρια οι γειτονικές πλάκες γλιστρούν μεταξύ τους χωρίς να συγκρούονται ή να αποχωρίζονται. Τα όρια αυτά όπου έχουμε μόνο οριζόντια κίνηση λέγονται ζώνες θραύσης (ή ρήγματα μετασχηματισμού). Εκεί οι σεισμοί είναι συχνό φαινόμενο λόγω της τριβής ανάμεσα στα όρια των πλακών. Εν γένει λοιπόν μία ιδανική πλάκα θα έχει μία πλευρά σε ζώνη καταβύθισης, την απέναντι σε ζώνη ανύψωσης και τις πλάγιες να γλιστρούν οριζόντια σε σχέση με τις γειτονικές.

Σεισμικά κύματα

Για να εκτιμηθούν τα αποτελέσματα των σεισμών πρέπει να καθοριστούν διάφορα στοιχεία, που χρησιμεύουν σαν βάση εκτιμήσεως. Πρώτο στοιχείο είναι η εστία του σεισμού, η υπόγεια θέση στην οποία γεννιέται ο σεισμός. Δεύτερο στοιχείο είναι το επίκεντρο του σεισμού , δηλ. η περιοχή της επιφάνειας της Γης που βρίσκεται κάθετα πάνω από την εστία. Έπειτα πρέπει να διακρίνουμε τα διάφορα σεισμικά κύματα, καθώς και τα αποτελέσματα των σεισμών (καταστροφές, πλημμύρες, πυρκαγιές, ανθρώπινα θύματα). Τα αποτελέσματα ποικίλλουν ανάλογα με τις συνθήκες (αντοχή υπεδάφους, κατασκευή σπιτιών, πυκνότητα πληθυσμού, τοπική ώρα, συνήθειες πληθυσμού.

Όταν ένας σεισμός χτυπά ο πρώτος παλμός της ενέργειας, που έρχεται από το σημείο της εστίας, περιλαμβάνει τα πρωτεύοντα ή κύματα πίεσης (P - primary). Είναι διαμήκη κύματα και διατρέχουν όλη τη Γη ενώ φτάνουν πρώτα σε ένα σεισμολογικό σταθμό. Κινούνται βραχώδη εδάφη με 6, περίπου, km/s ενώ στο νερό με το ένα τρίτο αυτής της ταχύτητας. Όταν φθάσουν στην επιφάνεια της Γης μπορούν να κινηθούν και στον αέρα, σαν ηχητικά κύματα. Ανάλογα με τη συχνότητά τους μπορούν να ακουστούν από τον άνθρωπο ή μόνο από τα ζώα.

Τα επόμενα κύματα που φτάνουν σε ένα τόπο είναι τα δευτερεύοντα (S - secondary). Δεν διαδίδονται μέσω υγρών σωμάτων (π.χ. στη θάλασσα ή στον εξωτερικό πυρήνα της Γης). Είναι πιο αργά (κινούνται με περίπου 2 km/sec), αλλά πιο ισχυρά και καταστρεπτικά από τα διαμήκη και τα ακολουθούν στο σεισμόγραμμα.

Τα κύματα P ταξιδεύουν δύο φορές γρηγορότερα από τα δευτερεύοντα (S) κύματα και αυτά είναι που φέρνουν την ισχυρή καταστρεπτική μετακίνηση του εδάφους, χαρακτηριστική των μεγάλων σεισμών. Τα κύματα S χρησιμοποιούνται παραδοσιακά για να αξιολογήσουν το μέγεθος ενός σεισμικού γεγονότος, αλλά αυτές οι πληροφορίες σταχυολογούνται μόνο μετά από το σεισμό.

Τα δύο παραπάνω κύματα διέπονται από όλες τις αρχές διάδοσης των κυμάτων (ανάκλαση, διάθλαση, αρχή του Fermat και του Huygens).

Τέλος, όταν η ενέργεια ενός σεισμού φθάσει στην επιφάνεια της Γης, δημιουργούνται δύο άλλοι τύποι επιφανειακών σεισμικών κυμάτων που έπονται των άλλων δύο. Το όνομά τους προέρχεται από αυτόν που τα ανακάλυψε και δημιουργούνται όταν η εστία είναι σε μικρό βάθος.

Τα πρώτα είναι τα κύματα Love (τα ανακάλυψε ο H. Love θεωρητικά το 1911), που κατά τη διάδοσή τους τα υλικά σημεία του μέσου ταλαντώνονται οριζοντίως, καθέτως προς τη διεύθυνση διάδοσης του κύματος. Δημιουργούν δηλαδή μετακινήσεις πλευρικές της επιφανείας του εδάφους. Είναι μάλιστα γραμμικώς πολωμένα.

Και τα δεύτερα είναι τα κύματα Rayleigh (τα ανακάλυψε το 1887 ο Strutt Rayleigh), που κατά τη διάδοση τους τα υλικά σημεία του μέσου κινούνται σε ελλειπτικές τροχιές των οποίων οι μεγάλοι άξονες είναι κατακόρυφοι και οι μικροί παράλληλοι με τη διεύθυνση διάδοσης του κύματος. Διαδίδονται στα επιφανειακά στρώματα της Γης και για το λόγο αυτό δεν εμφανίζονται σχεδόν καθόλου σε σεισμούς με βαθύτερες εστίες.

Τα δύο τελευταία κύματα κινούνται πιο αργά από τα πρώτα (P και S) αλλά είναι πιο καταστρεπτικά, ιδιαίτερα τα κύματα Love. Ειδικά τα τελευταία είναι συχνά υπεύθυνα για την κατάρρευση των κτιρίων.

Οι σεισμοί καταγράφονται από ένα σεισμογραφικό δίκτυο. Κάθε σεισμικός σταθμός στο δίκτυο μετρά τη μετακίνηση του εδάφους στο τόπο εκείνο. Η ολίσθηση του βράχου πάνω από ένα άλλο σε ένα σεισμό απελευθερώνει ενέργεια που κάνει το έδαφος να δονείται. Αυτή η δόνηση ωθεί το πλαϊνό τμήμα του εδάφους και το αναγκάζει να δονηθεί. Έτσι συνεχίζεται να διαδίδεται η ενέργεια του σεισμικού κύματος.

Το πόσο καταστροφικός θα είναι ένας σεισμός έχει περισσότερο σχέση με την ένταση και λιγότερο με το μέγεθος. Έτσι εξαρτάται από διάφορες φυσικές αλλά και τεχνητές συνθήκες, μεταξύ των οποίων είναι και οι παρακάτω:

• Το βάθος της σεισμικής εστίας. Όσο μικρότερο εστιακό βάθος τόσο μεγαλύτερη ένταση.
• Η σεισμική επιτάχυνση. Αυτή είναι ανάλογη της έντασης ενός σεισμού και σαν μονάδα χρησιμοποιούμε την επιτάχυνση της βαρύτητας g. Χοντρικά, 1g είναι 10m/sec². Το μέγεθός της επιτάχυνσης εξαρτάται από το έδαφος και για αυτό σε κάθε σεισμό έχουμε διαφορετικές επιταχύνσεις της εδαφικής κίνησης, ανάλογα με την περιοχή. Για παράδειγμα, στο σεισμό του 1999 της Πάρνηθας άλλες επιταχύνσεις είχαμε στη περιοχή της Αθήνας και μεγαλύτερες στην Πάρνηθα.
• Η χρονική διάρκεια ενός σεισμού, όπως στο σεισμό του 1999. Γενικά, οι μεγαλύτεροι σεισμοί διαρκούν περισσότερο.
• Το έδαφος θεμελίωσης. Στα αμμώδη (χαλαρά) εδάφη έχουμε μεγαλύτερες ζημιές στα κτίρια.
• Οι επιπτώσεις ενός σεισμού σε μια πυκνοκατοικημένη περιοχή θα είναι δραματικά μεγαλύτερες από αυτές σε ένα αραιοκατοικημένο χωριό. Έτσι, για παράδειγμα, ο σεισμός της Ρόδου, το 1926, μεγέθους (υπολογίστηκε αργότερα) 8 βαθμών της κλίμακας Ρίχτερ, είχε 12 νεκρούς και σχετικά λίγες υλικές ζημιές σε σύγκριση με το σεισμό 5.9 της κλίμακας Ρίχτερ, που έγινε στην Πάρνηθα το 1999 στο πυκνοκατοικημένο λεκανοπέδιο της Αθήνας. Δείτε και το άρθρο: Η αύξηση των αστικών πληθυσμών ανά τον κόσμο, απειλείται από καταστροφικούς σεισμούς

Οι κλίμακες των σεισμών

Υπάρχουν πολλές κλίμακες και διάφορα σεισμικά μεγέθη Μ. Έχουμε δε διαπιστώσει ότι κάθε κέντρο (σεισμολογικό ινστιτούτο) για τον ίδιο σεισμό ανακοινώνει διαφορετικό μέγεθος. Γιατί όμως ανακοινώνεται κάθε φορά διαφορετικό μέγεθος;

Υπάρχουν πολλοί διαφορετικοί τρόποι να μετρηθούν οι διαφορετικές όψεις ενός σεισμού. Το μέγεθος Μ είναι το πιο κοινό μέτρο ενός σεισμού. Επειδή είναι μέτρο του μεγέθους της πηγής του σεισμού, είναι ο ίδιος αριθμός οπουδήποτε και να είμαστε, όπως και να τον αισθανθούμε. Η κλίμακα Richter μετρά τη μεγαλύτερη διαταραχή-κίνηση στην καταγραφή, αλλά υπάρχουν κι άλλες κλίμακες μεγέθους που μετρούν διαφορετικά μέρη του σεισμού.

Μια αύξηση του μεγέθους κατά ένα (για παράδειγμα, από 4.6 σε 5.6) αναπαριστά μια δεκαπλάσια αύξηση στο πλάτος του κύματος σε ένα σεισμογράφο ή περίπου μια αύξηση περίπου κατά 25 φορές της ελευθερούμενης ενέργειας. Με άλλα λόγια, ένας σεισμός μεγέθους 6.7 ελευθερώνει πάνω από 700 φορές (25 επί 25) την ενέργεια ενός σεισμού 4,7.

Τα μεγέθη που χρησιμοποιούνται για τη μέτρηση ενός σεισμού είναι τα παρακάτω:

• ML Είναι το τοπικό μέγεθος (Magnitude Local: τοπικό μέγεθος που παρουσιάστηκε από τον Charle Richter το 1935). Η κλίμακα Richter είναι ένας μαθηματικός τύπος. Το μέγεθος ενός σεισμού καθορίζεται από το λογάριθμο του πλάτους των κυμάτων που καταγράφονται από τους σεισμογράφους σε μια ορισμένη περίοδο. Το ML είναι αξιόπιστο, όταν υπολογίζεται από σεισμογράφους που δεν απέχουν περισσότερο από 600 χιλιόμετρα από το επίκεντρο του σεισμού. Ισχύει μόνο για ορισμένη συχνότητα σεισμικών κυμάτων και για ορισμένη απόσταση από το επίκεντρο. Έτσι, για διαφορετικές αποστάσεις από το επίκεντρο του σεισμού οι σεισμολόγοι βασίζονται σε διαφορετικά σεισμικά κύματα για τους υπολογισμούς τους.
• Ms Είναι το μέγεθος που λαμβάνεται από τη μέτρηση των κυμάτων επιφανείας. Να σημειώσουμε ότι το Ms είναι μεγαλύτερο από το ML. Για παράδειγμα, αν το μέγεθος ενός σεισμού μετρήθηκε σαν 5 βαθμοί της κλίμακας Ρίχτερ (ML), μπορεί να μετρηθεί και ως 5.5 Ms. Το Ms είναι αξιόπιστο για επιφανειακούς (< 50 km βάθος) σεισμούς και για μεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο. Χρησιμοποιείται στην Ελλάδα και προτάθηκε από τον Παπαζάχο. Η ενέργεια που εκλύεται δίνεται σε erg από τον τύπο : logE=12,24+ 1,40Ms.
• MB Είναι μια επέκταση της κλίμακας Richter και έτσι εκμεταλλευόμαστε καλύτερα το δίκτυο των σεισμογράφων. Είναι το μέγεθος που λαμβάνεται από τη μέτρηση των πρωτευόντων P κυμάτων (Compressional Body Wave Magnitude). Είναι αξιόπιστο μέγεθος σεισμών με μεγαλύτερα εστιακά βάθη και για μεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο.
• Mw Όλα τα προηγούμενα μεγέθη βγαίνουν από τύπους που περιέχουν ένα συγκεκριμένο πλάτος ταλάντωσης ενός σεισμικού κύματος σε κάποια χρονική στιγμή. Το Mw, το οποίο χρησιμοποιείται για τη μέτρηση μεγάλων σεισμών, υπολογίζεται από ένα πολύπλοκο τύπο και είναι πολύ αξιόπιστο.
• Md Είναι η κλίμακα μεγέθους διάρκειας.
• Mo Η κλίμακα μεγέθους σεισμικής ροπής, που θεωρείται η πιο ακριβής. Προτάθηκε το 1979 και δεν εξαρτάται από την περίοδο των σεισμικών κυμάτων αλλά στη μέτρηση της σεισμικής ροπής.
• Me (Choy and Boatwright 1995), το οποίο εκφράζει το δυναμικό καταστροφικότητας ενός σεισμού και χρησιμοποιείται για την ποσοτικοποίηση εκλυόμενης σεισμικής ενέργειας μεγάλων συμβάντων.

Από τον τύπο logE=12,24+ 1,40Ms προκύπτει ότι για σεισμό 5 Richter η ενέργεια που ελευθερώνεται είναι 24.10¹⁹ erg ενώ από 6 Richter η ενέργεια είναι 64.10²⁰ erg. Δηλαδή για μια αύξηση κατά 1 Richter εκλύεται ενέργεια περίπου 25 φορές περισσότερη. Σημειωτέον ότι η βόμβα που δοκιμάστηκε στα νησιά Μπικίνι ήταν 10¹⁹ erg.

Πόση ενέργεια απελευθερώνεται σε έναν σεισμό;

Οι σεισμοί αποδεσμεύουν ένα τεράστιο ποσό ενέργειας κι αυτός είναι ο λόγος για τον οποίο μπορούν να είναι τόσο καταστρεπτικοί.

Ο πίνακας παρουσιάζει τα μεγέθη με το κατά προσέγγιση ποσό της ποσότητας TNT που απαιτείται για να αποδεσμεύσει το ίδιο ποσό ενέργειας.

Μέγεθος	Κατά προσέγγιση ισοδύναμη ενέργεια TNT
4.0	1010 τόνοι
5.0	31800 τόνοι
6.0	1.010.000 τόνοι
7.0	31.800.000 τόνοι
8.0	1.010.000.000 τόνοι
9.0	31.800.000.000 τόνοι

Τα μεγέθη ταξινομούνται ως εξής:

Μεγάλος: M > =8
Σημαντικός: 7 < =M < 7.9
Ισχυρός: 6 < = M < 6.9
Μέτριος: 5 < =M < 5.9
Ασθενής: 4 < =M < 4.9
Ασήμαντος: 3 < =M < 3.9
Μικρός: M < 3

Ανάλογα με τη γεωλογία της περιοχής γίνονται διορθώσεις στα διάφορα μεγέθη. Επίσης επιλέγεται εκείνο το μέγεθος που εκφράζει με τη μεγαλύτερη ακρίβεια το σεισμικό συμβάν. Για παράδειγμα, εάν μια σεισμική εστία βρίσκεται σε μεγάλο βάθος, τότε δεν παράγονται επιφανειακά κύματα, όπως γίνεται στους πιο αβαθείς σεισμούς, και δεν θα υπολογιστεί -ή καλύτερα δεν θα ανακοινωθεί- το μέγεθος Ms, αλλά το ML ή το MB. Αν το επίκεντρο είναι μακριά (αρκετές εκατοντάδες χιλιόμετρα), τότε πιο αξιόπιστο μέγεθος είναι το MB.

Αν όμως ο σεισμός είναι αρκετά μεγάλος, το μέγεθός του θα το αποδώσει το στιγμιαίο μέγεθος Mw, γιατί ενώ οι μεγάλοι σεισμοί έχουν μεγαλύτερη διάρκεια από τους μικρότερους, το MB προσδιορίζεται από το πλάτος των P κυμάτων στα πρώτα 5 δευτερόλεπτα της δόνησης. Έτσι το MB, δεν θα αποδώσει με ακρίβεια το πραγματικό μέγεθος μεγάλων σεισμών, οι οποίοι, συνήθως, διαρκούν περισσότερο και δίνουν το πραγματικό μέγεθός τους μετά την πάροδο μερικών δευτερολέπτων.

Η κλίμακα Mercalli

Η ένταση από την άλλη είναι ένα μέτρο της αναταραχής και των ζημιών που προκαλούνται από το σεισμό, και αυτή η τιμή φυσικά αλλάζει από θέση σε θέση. Εξαρτάται όχι μόνο από το μέγεθος του σεισμού αλλά επίσης από την απόσταση από το επίκεντρο του σεισμού αλλά και τη γεωλογική μορφή του τόπου.

Οι κλίμακες έντασης, όπως είναι η τροποποιημένη κλίμακα Mercalli και η κλίμακα Rossi-Forel, μετρούν το ποσό της σεισμικής αναταραχής σε μια ιδιαίτερη θέση. Έτσι η ένταση ενός σεισμού θα μεταβάλλεται ανάλογα με το τόπο που είμαστε. Μερικές φορές οι σεισμοί αναφέρονται από τη μέγιστη ένταση που παράγουν. Οι κλίμακες μεγέθους, όπως είναι το μέγεθος Richter μετρούν το μέγεθος του σεισμού στην πηγή της. Έτσι δεν εξαρτώνται από εκεί που γίνεται η μέτρηση.

Στη σεισμολογία οι βλάβες που οφείλονται στους σεισμούς μετρώνται με τη σεισμική ένταση, η οποία είναι ένα μέτρο της αισθητότητας και των αποτελεσμάτων του σεισμού και συνδέεται με το μέγεθος με διάφορες εμπειρικές σχέσεις. Η μέτρηση της έντασης γίνεται με τη δωδεκάβαθμη κλίμακα Mercalli, της οποίας οι διαβαθμίσεις στηρίζονται στην εκτίμηση των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων ενός σεισμού.

Αυτό που πρέπει να γνωρίζουμε είναι ότι κάθε μέγεθος είναι έγκυρο για συγκεκριμένη συχνότητα και τύπο σεισμικού σήματος. Όλες αυτές οι σεισμικές κλίμακες, όταν υπολογίζονται μέσα στα όρια της εγκυρότητάς τους, είναι ισοδύναμες με την κλίμακα Ρίχτερ.

Παλιότερα (τριάντα χρόνια πριν) μπορούσε να υπάρχει απόκλιση, αυτού που είχε ανακοινωθεί από το πραγματικό μέγεθος ενός σεισμού, μέχρι 0,4%. Σήμερα, η απόκλιση είναι ακόμα μικρότερη και συνεπώς δεν θα πρέπει ανησυχούμε για το αν αποδίδεται κάθε φορά το σωστό μέγεθος. Οι μικρές διαφορές που παρατηρούνται στις ανακοινώσεις, οφείλονται στη γεωλογική ιδιομορφία της κάθε περιοχής.

Όταν εμφανίζεται ένας σεισμός, οι πρώτες πληροφορίες που υποβάλλονται σε επεξεργασία και αναμεταδίδονται είναι συνήθως βασισμένες σε ένα υποσύνολο των σεισμικών σταθμών του σεισμικού δικτύου, ειδικά στην περίπτωση ενός μεγάλου σεισμού. Αυτό γίνεται έτσι ώστε κάποιες πληροφορίες να μπορούν να ληφθούν αμέσως χωρίς να αναμένονται οι πληροφορίες όλων των σταθμών του δικτύου, κάτι που γίνεται αργότερα. Κατά συνέπεια, το πρώτο μέγεθος που ανακοινώνεται είναι συνήθως βασισμένο σε έναν μικρό αριθμό καταγραφών από το δίκτυο των σεισμογράφων. Αργότερα που έρχονται πρόσθετα στοιχεία γίνεται νέα επεξεργασία και αλλάζει το μέγεθος και το κέντρο με περισσότερη ακρίβεια.

Μερικές φορές το μέγεθος σεισμού αναφέρεται από διαφορετικά δίκτυα βασισμένα μόνο στις καταγραφές τους. Σε εκείνη την περίπτωση, τα διαφορετικά μεγέθη που ανακοινώνονται είναι αποτέλεσμα των μικρών διαφορών στα όργανα και των θέσεων τους όσον αφορά το επίκεντρο του σεισμού. Μάλιστα μετά από μερικές μέρες οι σεισμολόγοι συνήθως συμφωνούν σε ένα νούμερο για το μέγεθος.

Συχνά, αναφέρονται για έναν σεισμό διάφορα, ελαφρώς διαφορετικά, μεγέθη. Αυτό συμβαίνει επειδή η σχέση μεταξύ των σεισμικών μετρήσεων και του μεγέθους είναι σύνθετη και διαφορετικές διαδικασίες θα δώσουν συχνά ελαφρώς διαφορετικά μεγέθη για τον ίδιο σεισμό.

Έτσι ένα συχνό λάθος που γίνεται, κατά την ανακοίνωση του μεγέθους ενός σεισμού στα ΜΜΕ, είναι ότι ανάγουν όλα τα σεισμικά μεγέθη σε αυτήν την κλίμακα: "Ο σεισμός ήταν μεγέθους 7 βαθμών της κλίμακας Richter''. Και αμέσως μετά ακολουθεί ανακοίνωση από άλλο σεισμολογικό κέντρο με διαφορετικό μέγεθος του σεισμού. Αλλά όπως είπαμε το σωστό μέγεθος του σεισμού βγαίνει αργότερα και τα μεγέθη που ανακοινώνονται μπορεί να έχουν μικρές αποκλίσεις.

Αναφορές: Από την Αμερικανική ιστοσελίδα http://earthquake.usgs.gov, την Εκπαιδευτική εγκυκλοπαίδεια, από μια διάλεξη στη Σεισμολογία (Ν. Φλυτζάνη) και άρθρο του Θ. Κανέλλη για τους σεισμούς. ΠΗΓΗ:http://www.physics4u.gr