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地震規模は、地震の全体的な強さ、つまり「大きさ」を表すために用いられます。これは、特定の場所で地震によって引き起こされる地盤の揺れ（震動）の強さや深刻さを分類する震度階級とは区別されます。規模は通常、地震計に記録された地震波の測定値から決定されます。規模階級は、地震波のどの側面を測定するか、またどのように測定するかによって異なります。地震の種類、利用可能な情報、そして規模階級の使用目的が異なるため、異なる規模階級が必要となります。
地球の地殻は、地殻変動による力によってストレスを受けています。このストレスが地殻を破断させるほど大きくなったり、地殻のブロック同士が滑り合うのを防ぐ摩擦力を克服したりすると、エネルギーが放出されます。そのエネルギーの一部は、地面を揺らす、つまり地震を引き起こす様々な種類の地震波の形で放出されます。
マグニチュードは、地震の相対的な「規模」または強さ、ひいては地盤の揺れを引き起こす可能性の推定値です。それは「放出された地震エネルギーとほぼ関連している」のです。[ 1 ]
震度とは、特定の場所での揺れの強さまたは力を指し、最大地動速度と関連付けることができます。観測された震度の等震度線図（図を参照）を使用すると、地震の規模は、観測された最大震度（通常は震源付近ですが、常にそうとは限りません）と、地震が感じられた範囲の両方から推定できます。 [ 2 ]
局地的な地盤の揺れの強さは、地震の規模以外にもいくつかの要因に依存しており、[ 3 ]最も重要な要因の 1 つは地盤の状態です。たとえば、厚い軟弱な土層 (埋め立てなど) は、震源からかなり離れた場所でも地震波を増幅する可能性があり、堆積盆地は共鳴することが多く、揺れの継続時間が長くなります。そのため、1989 年のロマ・プリータ地震では、震源から 100 km近く離れていたにもかかわらず、サンフランシスコのマリーナ地区が最も被害を受けた地域の 1 つです。 [ 4 ]地質構造も重要であり、たとえば、サンフランシスコ湾の南端の下を通過する地震波が地殻の基底で反射してサンフランシスコとオークランドに向かう場合などです。同様の効果により、この地域の他の主要な断層の間で地震波が伝わりました。[ 5 ]
地震はさまざまな種類の地震波の形でエネルギーを放射し、その特性は、断層破壊と、波が伝わる地殻の性質を反映しています。[ 6 ]地震の規模を決定するには、一般的に、地震計記録上でこれらの波の特定の種類を識別し、次に、波のタイミング、方向、振幅、周波数、継続時間などの1つ以上の特性を測定します。[ 7 ]距離、地殻の種類、地震計記録を記録した地震計の特性についても追加の調整が行われます。
さまざまなマグニチュードスケールは、入手可能な情報からマグニチュードを導き出すさまざまな方法を表しています。すべてのマグニチュードスケールは、チャールズ・リヒターによって考案された対数スケールを保持しており、中間範囲が元の「リヒター」スケールとほぼ相関するように調整されています。[ 8 ]
ほとんどのマグニチュードスケールは、地震の地震波列の一部のみの測定に基づいており、そのため不完全です。このため、特定のケースではマグニチュードが系統的に過小評価され、飽和と呼ばれる状態になります。[ 9 ]
2005年以来、国際地震学・地球内部物理学協会（IASPEI）は、主要なマグニチュードスケールであるM L、M s、mb、mB、mb Lgの測定手順と方程式を標準化している。[ 10 ]
1935年にチャールズ・F・リヒターによって開発され、「リヒタースケール」として広く知られている地震の規模を測定する最初の尺度は、実際にはローカルマグニチュードスケール、ラベルはMLまたはM L。[ 11 ]リヒターは、すべてのマグニチュードスケールに共通する2つの特徴を確立しました。
すべての「ローカル」（ML）マグニチュードは、異なる地震波を区別せずに、地盤の揺れの最大振幅に基づいて算出されます。そのため、以下の地震の強さを過小評価しています。
南カリフォルニアとネバダの地質学的状況で開発されたオリジナルの「リヒター」スケールは、大陸地殻の違いにより、北米大陸の中央部と東部（ロッキー山脈の東側全域）の地震には不正確であることが後に判明した。[ 16 ]これらの問題すべてが、他のスケールの開発を促した。
米国地質調査所などのほとんどの地震学機関は、マグニチュード4.0を超える地震をモーメントマグニチュードMwとして報告しており、報道機関はこれを「リヒターマグニチュード」と呼んでいる。[ 17 ]
リヒターのオリジナルの「ローカル」スケールは、他の地域にも適用されています。これらは「ML」または小文字の「l」で、MlまたはMlと表記されます。[ 18 ]（ロシアの表面波MLHスケールと混同しないでください。[ 19 ]）値が比較可能かどうかは、地域の条件が適切に決定され、式が適切に調整されているかどうかに依存します。[ 20 ]
In Japan, for shallow (depth < 60 km) earthquakes within 600 km, the Japanese Meteorological Agency calculates[21] a magnitude labeled MJMA, MJMA, or MJ. (These should not be confused with moment magnitudes JMA calculates, which are labeled Mw(JMA) or M(JMA), nor with the Shindo intensity scale.) JMA magnitudes are based (as typical with local scales) on the maximum amplitude of the ground motion; they agree "rather well"[22] with the seismic moment magnitude Mw in the range of 4.5 to 7.5,[23] but underestimate larger magnitudes.
Body-waves consist of P waves that are the first to arrive (see seismogram), or S waves, or reflections of either. Body-waves travel through rock directly.[24]
The original "body-wave magnitude" – mB or mB (uppercase "B") – was developed by Gutenberg 1945c and Gutenberg & Richter 1956[25] to overcome the distance and magnitude limitations of the ML scale inherent in the use of surface waves. mB is based on the P and S waves, measured over a longer period, and does not saturate until around M 8. However, it is not sensitive to events smaller than about M = 5.5.[26] Use of mB as originally defined has been largely abandoned,[27] replaced by the standardized mBBB scale.[28]
The mb or mb scale (lowercase "m" and "b") is similar to mB, but uses only P waves measured in the first few seconds on a specific model of short-period seismograph.[29] It was introduced in the 1960s with the establishment of the World-Wide Standardized Seismograph Network (WWSSN); the short period improves detection of smaller events, and better discriminates between tectonic earthquakes and underground nuclear explosions.[30]
mbの測定方法は何度か変更されています。[ 31 ]グーテンベルク (1945c)が最初に定義したm bは、最初の 10 秒以上の波の最大振幅に基づいていました。しかし、周期の長さは得られる大きさに影響します。初期の USGS/NEIC の慣行では、mb を最初の 1 秒 (最初の数個の P 波のみ[ 32 ] ) で測定していましたが、1978 年以降は最初の 20 秒を測定しています。[ 33 ]現代の慣行では、短周期mbスケールを 3 秒未満で測定し、広帯域mB BBスケールは最大 30 秒の周期で測定します。[ 34 ]
地域的なmb Lgスケール ( mb_Lg、mbLg、MLg (USGS)、Mn、m Nとも表記) は、元の M Lスケールでは対応できなかった問題、つまりロッキー山脈以東の北米全域に対応するためにNuttli (1973)によって開発されました。 M Lスケールは、大陸に付加された海洋地殻(通常は玄武岩または堆積岩)のブロックの上に位置する南カリフォルニアで開発されました。ロッキー山脈以東の大陸はクラトンであり、主に花崗岩である厚くほぼ安定した大陸地殻の塊で、花崗岩は地震特性が異なる硬い岩石です。この地域では、他の尺度ではカリフォルニアの地震と同等に見える地震に対して、M Lスケールは異常な結果を示します。
Nuttli はこれを短周期 (約 1 秒) Lg 波の振幅を測定することによって解決しました。[ 35 ]これはラブ波の複雑な形式で、表面波ではありますが、 M sスケールよりもmbスケールにより近い結果をもたらすことを発見しました。[ 36 ] Lg 波は海洋経路に沿って急速に減衰しますが、花崗岩質の大陸地殻をうまく伝播し、Mb Lg は安定した大陸地殻の地域でよく使用されます。特に地下核爆発の検出に役立ちます。[ 37 ]
表面波は地球の表面に沿って伝播し、主にレイリー波またはラブ波のいずれかである。[ 38 ]浅い地震では、表面波が地震のエネルギーの大部分を運び、最も破壊的である。より深い地震は、地表との相互作用が少ないため、弱い表面波を生成する。
表面波マグニチュードスケールは、Ms、M S、M sなどと様々に表記され、1942 年にベノ・グーテンベルクによって開発された手順[ 39 ]に基づいており、リヒターの元のスケールでは扱えないほど強い、または遠い浅い地震を測定するために用いられます。特に注目すべきは、表面波の振幅 (一般的に最大の振幅を生じる) を「約 20 秒間」測定したことです。[ 40 ] M sスケールは、約 6 でM Lとほぼ一致しますが、その後、最大で 0.5 マグニチュードの差が生じます。[ 11 ] Nuttli (1983)による改訂版( M Snと呼ばれることもあります) [ 41 ]は、最初の 1 秒間の波のみを測定します。
1962 年に修正案である「モスクワ・プラハ式」が提案され、1967 年に IASPEI によって推奨されました。これが標準化された M s20スケール (Ms_20、M s (20)) の基礎となっています。[ 42 ]「広帯域」バリアント ( Ms_BB、M s (BB) ) は、最大 60 秒の周期のレイリー波列の最大速度振幅を測定します。[ 43 ]中国で使用されているM S7スケールは、中国製の「タイプ 763」長周期地震計で使用するために較正された M sのバリアントです。[ 44 ]
ロシアの一部地域で使用されているMLHスケールは、実際には表面波のマグニチュードである。[ 45 ]
他のマグニチュードスケールは、地震の力を間接的かつ不完全にしか反映しない地震波の側面に基づいており、他の要因が関与し、一般的にマグニチュード、震源深度、または距離に関して何らかの制限があります。地震学者のトーマス・C・ハンクスと金森博夫によって開発されたモーメントマグニチュードスケール（MwまたはMw ）[ 46 ]は、地震の地震モーメントM0に基づいています。これは、地震が岩盤の1つのパッチを別の岩盤のパッチに沿って滑らせる際にどれだけの仕事をするかを示す尺度です。 [ 47 ]地震モーメントは、SIではニュートンメートル（NmまたはN⋅m） 、古いCGSシステムではダインセンチメートル（dyn⋅cm; 1 dyn⋅cm = 10 −7 N⋅m ）で測定されます。最も単純なケースでは、滑りの量、破壊または滑りが生じた表面の面積、および遭遇した抵抗または摩擦の係数のみを知っていれば、モーメントを計算できます。これらの要因は、既存の断層について推定することで、過去の地震の規模や将来予想される規模を判断できます。[ 48 ]
地震のモーメントは様々な方法で推定でき、それらはM wb、M wr、M wc、M ww、M wp、M i、M wpdスケールの基礎となっており、これらはすべて一般的なM wスケールのサブタイプです。詳細は「モーメントマグニチュードスケール § サブタイプ」を参照してください。
地震モーメントは、総エネルギーに関して地震の「規模」を最も客観的に表す尺度と考えられています。[ 49 ]しかし、これは単純な破壊モデルといくつかの単純化された仮定に基づいており、地震波として放射されるエネルギーの割合が地震ごとに異なるという事実を考慮していません。[ 50 ]
地震の総エネルギーの大部分は、M wで測定すると摩擦によって散逸します (地殻の加熱につながります)。[ 51 ]地震が強い地盤の揺れを引き起こす可能性は、地震波として放射されるエネルギーの比較的小さな割合に依存し、エネルギー マグニチュードスケールM eで測定する方が適切です。[ 52 ]地震波として放射される総エネルギーの割合は、震源メカニズムとテクトニック 環境によって大きく異なります。[ 53 ]非常に類似した地震のM eとM w は、最大 1.4 単位異なることがあります。[ 54 ]
M eスケールは有用であるにもかかわらず、放射される地震エネルギーの推定が困難であるため、一般的には使用されていません。[ 55 ]
被害の程度が大きく異なる2つの地震
1997年にチリ沖で2つの大きな地震が発生した。7月に発生した最初の地震のマグニチュードはMw 6.9と推定されたが、ほとんど感じられず、感じられたのはわずか3か所だけだった。10月には、ほぼ同じ場所で、深さが2倍で、異なる種類の断層で発生したMw 7.1の地震が広範囲で感じられ、300人以上が負傷し、1万軒以上の家屋が倒壊または深刻な被害を受けた。表からわかるように、この被害の差はモーメントマグニチュード（Mw）にも表面波マグニチュード（Ms）にも反映されていない。マグニチュードを実体波（mb ）または地震エネルギー（Me ）に基づいて測定した場合にのみ、被害の差に匹敵する差が生じる。
Choy、Boatwright 、 Kirby 2001、p. 13の表1を再構成および改変したもの。IS 3.6 2012、p. 7にも記載されている。
K（ロシア語のкласс、「クラス」、カテゴリーという意味[ 56 ]に由来）は、エネルギークラスまたはKクラスシステムにおける地震の規模の尺度であり、1955年に中央アジアの遠隔地ガルム（タジキスタン）地域でソ連の地震学者によって開発されました。改訂された形で、かつてソ連と同盟関係にあった多くの国（キューバを含む）の局地的および地域的な地震に現在も使用されています。地震エネルギー（K = log E S、単位はジュール）に基づいており、当時の技術で実装するのが困難であったため、1958年と1960年に改訂されました。地域の状況への適応により、 K FやK Sなどのさまざまな地域的なKスケールが生まれました。[ 57 ]
K値はリヒター等級に似た対数値ですが、スケールとゼロ点が異なります。12～15のK値は、おおよそM 4.5～6に相当します。[ 58 ] M(K)、M (K)、またはM Kは、エネルギークラスKから計算された等級Mを示します。[ 59 ]
津波を発生させる地震は一般的に比較的ゆっくりと破壊し、マグニチュードの測定に通常使用されるよりも長い周期（低い周波数）でより多くのエネルギーを放出します。スペクトル分布の歪みは、名目上のマグニチュードに対して予想されるよりも大きな津波、または小さな津波をもたらす可能性があります。[ 60 ]津波マグニチュードスケール Mt は、地震の地震モーメント ( M0 ) と潮位計で測定された津波の振幅との阿部勝之による相関に基づいています。[ 61 ]元々は、地震データが不足しているが潮位データが存在する歴史的な地震のマグニチュードを推定することを目的としていましたが、この相関を逆にして、地震のマグニチュードから潮位を予測することができます。[ 62 ] (局所的な地形によって制御される強度効果である、潮位波の高さ、または遡上と混同しないでください。) 低ノイズ条件下では、M ~6.5 の地震に対応する 5 cm 程度の津波を予測できます。[ 63 ]
津波警報にとって特に重要なもう1つの尺度は、マントルマグニチュードスケールMmである。[ 64 ]これは地球のマントルに浸透するレイリー波に基づいており、地震の深さなどの他のパラメータを完全に知らなくても迅速に決定できる。
M d は、地震波列の一部の継続時間または長さからマグニチュードを推定するさまざまなスケールを示します。これは、局地的または地域的な地震の測定に特に役立ちます。これは、地震計をスケール外に押し出し、最大波振幅の測定を妨げる可能性のある強力な地震（以前使用されていたアナログ機器の問題）と、最大振幅が正確に測定されない弱い地震の両方です。遠方の地震でも、揺れの継続時間（振幅だけでなく）を測定することで、地震の総エネルギーをより正確に測定できます。継続時間の測定は、M wpdやmB cなどのいくつかの最新のスケールに組み込まれています。[ 65 ]
M cスケールは通常、地震波の一部であるコーダの継続時間または振幅を測定します。[ 66 ]短距離 (約 100 km 未満) の場合、地震の正確な位置が判明する前に、マグニチュードを迅速に推定することができます。[ 67 ]
マグニチュードスケールは一般的に、地震計に記録された地震波の何らかの側面を機器で測定することに基づいています。そのような記録が存在しない場合は、強度スケールで説明されているような大地震イベントの報告からマグニチュードを推定することができます。[ 68 ]
この方法の一つ（ 1942年にベノ・グーテンベルクとチャールズ・リヒターによって開発された[ 69 ]）は、観測された最大強度（おそらく震源上）をI 0 （大文字のIに添え字のゼロが付いたもの）とマグニチュードを関連付ける。この基準で計算されたマグニチュードはM w (I 0 )と表記することが推奨されている[ 70 ]が、より一般的なM msと表記されることもある。
別のアプローチとしては、特定のレベルの震度が感じられた領域を示す等震度マップを作成する方法がある。「感じられた領域」の大きさは、マグニチュードにも関連付けることができる（ Frankel 1994およびJohnston 1996の研究に基づく）。このようにして導出されたマグニチュードの推奨ラベルはM 0 (An)であるが、[ 70 ]より一般的に見られるラベルはM faである。[ 71 ]カリフォルニアとハワイに適用された変種M Laは、特定の震度によって影響を受けた領域の大きさから局所マグニチュード (M L ) を導出する。 [ 41 ] M I(大文字 " I"、M の小文字と区別) は、 Johnston 1996に従って計算された等震度iから推定されたモーメントマグニチュードに使用されている。[ 72 ]
最大地動速度(PGV) と最大地動加速度(PGA) は、破壊的な地動を引き起こす力の尺度です。 [ 73 ]日本では、強震動加速度計のネットワークにより、さまざまな規模の地震との地点ごとの相関を可能にする PGA データが得られます。この相関関係を逆算することで、特定の距離で特定の規模の地震が発生した場合のその地点での地動を推定できます。これによって、実際の地震から数分以内に、被害が予想される地域を示す地図を作成できます。 [ 74 ]
地震のマグニチュードスケールは数多く開発または提案されてきましたが、広く受け入れられず、歴史的な地震カタログの中でひっそりと記されているだけのものもあります。また、明確な名称のないスケールも存在し、「スミスの方法（1965）」（またはそれに類する表現）と呼ばれることが多く、開発者自身がその方法を改訂することもしばしばあります。さらに、地震観測網によって地震計の測定方法も異なります。マグニチュードの決定方法が不明な場合、カタログではスケールを「不明」（Unk、Ukn、またはUKなど）と表記します。このような場合、マグニチュードは一般的な概算値とみなされます。
マグニチュードが小さすぎる場合、またはデータが不十分な場合（通常はアナログ機器によるもの）、あるいは複数の地震や人為的ノイズによって記録が複雑になる場合、M h（「手動で決定されたマグニチュード」）というラベルが使用されています。南カリフォルニア地震ネットワークは、データが品質基準を満たさない場合、この「マグニチュード」を使用します。[ 75 ]
グーテンベルクとリヒターによる「地球の地震活動カタログ」（1954年）は特別な事例である。統一的に計算されたマグニチュードを持つ包括的な地球規模の地震カタログとして画期的なものと称賛されたが、[ 76 ]彼らはマグニチュードをどのように決定したかの詳細を公表しなかった。[ 77 ]そのため、一部のカタログではこれらのマグニチュードをM GRと表記しているが、他のカタログではUK（「計算方法が不明」を意味する）を使用している。[ 78 ]その後の研究では、 M sの値の多くが「かなり過大評価されている」ことが判明した。[ 79 ]さらに研究では、 M GRのマグニチュードのほとんどは「 40 kmより浅い大きな地震では基本的にM sだが、40～60 kmの深さの大きな地震では基本的にmBである」ことが判明した。[ 80 ]グーテンベルクとリヒターは、添え字のないイタリック体で太字ではないMも使用しました[ 81 ] – 一般的な大きさとして使用され、モーメント マグニチュードに使用される太字でイタリック体ではないMと混同しないように注意– および「統一マグニチュード」m (太字は追加)。[ 82 ]これらの用語 (さまざまな調整を加えて) は 1970 年代まで科学論文で使用されていましたが、[ 83 ]歴史的な興味の対象にのみなっています。添え字のない通常の (イタリック体でも太字でもない) 大文字の「M」は、正確な値や使用される特定のスケールが重要でない場合に、大きさを一般的に参照するためによく使用されます。