地震の継続時間 マグニチュード

地震継続マグニチュードの概念は、もともと1958年にE.ビストリツァニ^[1]が表面波のみを使って提唱したもので、記録された地震記録では、地震波列の全長（CODAとも呼ばれる）がその大きさを反映するという認識に基づいています。したがって、大きな地震は小さな地震よりも長い地震記録（および強い地震波）となります。地震記録の時間軸上で測定された地震波間隔（最初の地震波の発生から始まり、波列の振幅が記録された最大値の少なくとも10%に減少するまで）は、「地震継続時間」と呼ばれます。ビストリツァニが表面波継続時間を採用した地震継続マグニチュードスケールを開発するために最初に使用したのはこの概念です。

1965年、ソロベフ^[2]は表面波の継続時間の代わりに全継続時間の使用を提案した。1972年、リーら^[3]は、カリフォルニアの局所地震のリヒターマグニチュードを推定するために初めてコーダ継続時間を使用した。彼らは研究に基づき、信号継続時間を使用して局所地震のマグニチュードを推定することが適切であると示唆した。最近では、計測機器の発達により、 短周期垂直地震計で記録された地震のコーダマグニチュード（M _d ）を推定するために信号継続時間が使用されるようになった。多数の研究により、世界のさまざまな地域のコーダ継続時間とマグニチュードの関係が決定された。Mandalら（2004）による最近の研究^{[4]によると、以前の研究では、マグニチュードM} _d 0.0から5.0の範囲の局所地震では、継続時間マグニチュードの推定は非常に安定していることが示された  。

統計的に安定したサンプルを用いたイタリアの地震（1981年から2002年までのリヒターローカル[M _L  ]マグニチュード3.5から5.8の範囲で約10万件のイベント）^[5]と、 2001年にインド北西部のブジ地域で発生したM _s（表面波マグニチュード）> 4.0の余震シーケンス121件に代表されるインドの地震に関する2つの最近の調査^[4]では、 M _dを決定するための最新の経験的に導かれた式  が発表されています。

${\displaystyle M_{d}=2.49*log_{10}(T)-2.31+(観測点補正係数)}$ （カステッロら、2007年）^[5]

${\displaystyle M_{d}=0.08*log_{10}(T)^{2}+1.7*log_{10}(T)-0.87}$（マンダルら、2004）^[4]

ここで、M _d  はコーダ持続時間の大きさ、T は秒単位のコーダ持続時間です。

地震のマグニチュードスケールのような経験的に導き出された「敏感な」地震パラメータ間の変換は、数学的に注意が必要であり、物理的にも制限されているが、 Brumbaugh ^[6]などの一部の地震学者は、アリゾナ州で発生した17件の比較的小規模なサンプルについて、 M _L  とM _{d を}結び付ける関係を生み出そうと試みた  。

${\displaystyle M_{L}=0.936*M_{d}-0.16\pm 0.22}$