リヒタースケール

リヒター・スケール^{[ 1 ]}（/ ˈrɪktər /）は、リヒター・マグニチュード・スケール、リヒターのマグニチュード・スケール、グーテンベルク・リヒター・スケールとも呼ばれ[ 2 ] 、地震の強さを測る^{尺度であり}、チャールズ・リヒターがベノ・グーテンベルクと共同で開発し、リヒターの1935年の画期的な論文で発表され、そこで彼はそれを「マグニチュード・スケール」と呼んだ^{[ 3 ]} 。これは後に改訂され、ローカル・マグニチュード・_スケールと改名され、MLまたはMLと表記される^{[ 4 ]}。

元のM _Lスケールにはさまざまな欠点があるため、現在ではほとんどの地震学の専門家がモーメント マグニチュード スケール( M _w ) などの他の類似のスケールを使用して地震の規模を報告していますが、多くのニュース メディアは依然としてこれらを誤って「リヒター」マグニチュードと呼んでいます。すべてのマグニチュード スケールは元の対数特性を保持しており、ほぼ同等の数値 (通常はスケールの中央) になるようにスケーリングされています。地震のばらつきがあるため、リヒター スケールは単に測定を扱いやすくするために一般的な対数を使用していることを理解することが不可欠です(つまり、マグニチュード 3 の地震は 10 ³倍、マグニチュード 5 の地震は 10 ⁵倍で、地震計の読み取り値は 100 倍になります)。^{[ 5 ]}

地震のリヒターマグニチュードは、地震計で記録された波の振幅の対数から決定されます。さまざまな地震計と地震の震源との距離の変動を補正するための調整が含まれています。元の式は次のとおりです。 ^{[ 6 ]}

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

ここで、Aはウッドアンダーソン地震計の最大変位であり、経験関数A _0は観測所の震央距離のみに依存します。${\displaystyle \delta }$実際には、すべての観測所からの測定値は、観測所固有の補正を適用して調整した後、平均化されてM _L値が得られます。^{[ 6 ]}

スケールが対数に基づいているため、絶対値が整数で1増加するごとに、測定される振幅は10倍になります。エネルギーの観点から見ると、整数値が1増加するごとに放出されるエネルギーは約31.6倍になり、0.2増加するごとに放出されるエネルギーは約2倍になります。

マグニチュード4.5を超える地震は、地震の震源域内にセンサーが設置されていない限り、世界のどこにあっても地震計で記録できるほど強力である。^{[ 7 ] [ 8 ] [ 9 ]}

以下は、震源付近におけるさまざまな規模の地震の典型的な影響について説明しています。^{[ 10 ]}これらの値は典型的なものであり、将来の地震では正確ではない可能性があります。なぜなら、強度と地盤への影響は、規模だけでなく、（1）震源までの距離、（2）震源直下の震源の深さ、（3）震源の位置、（4）地質条件にも依存するからです。

（米国地質調査所の資料に基づく。）^{[ 14 ]}

地震の規模や死者数は、震源の深さ、震源の位置、人口密度など、いくつかの要因によって左右され、大きく変動する可能性がある。

世界中で毎年数百万回の小規模な地震が発生しており、これは毎日毎時間数百回に相当します。^{[ 15 ]}一方、マグニチュード8.0以上の地震は平均して年に1回程度発生します。^{[ 15 ]}記録されている最大の地震は、 1960年5月22日に発生したチリ大地震で、モーメントマグニチュードスケールで9.5でした。^{[ 16 ]}

地震学者のスーザン・ホフは、マグニチュード10の地震は地球のテクトニックゾーンが引き起こす可能性のある非常に大まかな上限を表している可能性があり、それは既知の最大の連続断層帯（アメリカ大陸の太平洋沿岸沿い）が同時に破断した結果であると示唆している。^{[ 17 ]}日本の東北大学の研究では、日本海溝から千島・カムチャツカ海溝までの3,000キロメートル（1,900マイル）の断層が同時に破断し、 60メートル（200フィート）移動した場合（または同様の大規模な破断が他の場所で発生した場合）、理論的にはマグニチュード10の地震が発生する可能性があることがわかった。このような地震は最大1時間にわたって地盤の揺れを引き起こし、地盤がまだ揺れている間に津波が海岸に押し寄せ、このような地震が発生した場合、おそらく1万年に1回の出来事となるだろう。^{[ 18 ]}  

マグニチュード スケールが開発される以前は、地震の強さや「規模」を測る唯一の方法は、震源付近で観測された揺れの強さを主観的に評価し、ロッシ・フォレル スケールなどのさまざまな地震強度スケールで分類することだった。（「規模」とは、揺れの影響を受ける領域の大きさではなく、放出されたエネルギーの量という意味で使われるが、エネルギーの高い地震は、その地域の地質によっては、より広い範囲に影響を与える傾向がある。）1883 年、ジョン・ミルンは、大地震の揺れが世界中で検出可能な波を発生させる可能性があると推測し、1899 年、E. フォン・レーバー・パシュヴィッツは、東京の地震に起因する地震波をドイツで観測した。^{[ 19 ]} 1920 年代には、ハリー・O・ウッドとジョン・A・アンダーソンが、地震波を記録する最初の実用的な機器の 1 つです。^{[ 20 ]}ウッドはその後、カリフォルニア工科大学とカーネギー研究所の後援のもと、南カリフォルニア全域に広がる地震計ネットワークを構築した。^{[ 21 ]}また、彼は若く無名だったチャールズ・リヒターを雇い、地震計の記録を測定し、地震波を発生させる地震の位置を特定させた。^{[ 22 ]}

1931年、和田清雄は、日本のいくつかの強い地震について、震源からさまざまな距離で観測された揺れの振幅をどのように測定したかを示した。そして、振幅の対数を距離に対してプロットし、地震の推定マグニチュードと大まかな相関関係を示す一連の曲線を発見した。^{[ 23 ]}リヒターはこの方法のいくつかの難点を解決し^{[ 24 ]}、その後、同僚のベノ・グーテンベルクが収集したデータを使用して同様の曲線を作成し、それらがさまざまな地震の相対的なマグニチュードを比較するために使用できることを確認した。^{[ 25 ]}

絶対的な大きさの尺度を割り当てる実用的な方法を生み出すには、さらなる発展が必要でした。まず、可能な値の範囲が広いため、リヒターはグーテンベルクの提案した対数スケールを採用しました。これは、各ステップが大きさの10倍の増加を表し、天文学者が星の明るさに使用する等級スケールに似ています。^{[ 26 ]}次に、彼は、大きさがゼロの場合は人間の知覚限界付近になるようにしたいと考えました。^{[ 27 ]}第三に、彼は地震記録を作成するための標準機器としてウッド・アンダーソン地震計を指定しました。その後、大きさは「 100 km (62 mi)の距離で測定された最大トレース振幅の対数（ミクロン単位）」として定義されました。このスケールは、マグニチュード 0 の衝撃を、ウッド・アンダーソンねじり地震計で記録された地震記録上で( 100 km (62 mi)の距離で) 最大振幅 1ミクロン (1 μm、または 0.001ミリメートル) を生成するものと定義することによって較正されました。 ^{[ 28 ]}最後に、リヒターは距離補正の表を計算しました。 ^{[ 29 ]} 200 キロメートル未満の距離では^{[ 30 ]}減衰は地域の地質の構造と特性に大きく影響されます。^{[ 31 ]}       

リヒターが1935年にこのスケールを発表したとき、彼は（ハリー・ウッドの提案で）それを単に「マグニチュード」スケールと呼んだ。^{[ 32 ]}「リヒターマグニチュード」という名称は、ペリー・バイアリーが報道陣に対し、このスケールはリヒターのものであり、「そのように呼ばれるべきだ」と述べたことに由来するようだ。^{[ 33 ]} 1956年、グーテンベルクとリヒターは、依然として「マグニチュードスケール」と呼んでいたが、彼らが開発した他の2つのスケール、表面波マグニチュード（MS）スケールと実体波マグニチュード（MB）スケールと区別するために、それ_を「ローカル_{マグニチュード}」と名付け、記号MLとし_た。^{[ 4 ]}

リヒター スケールは、特定の状況と機器のために 1935 年に定義されました。特定の状況とは、南カリフォルニア向けに定義されたことであり、「南カリフォルニアの地殻とマントルの減衰特性を暗黙のうちに組み込んでいる」ことを意味します。 ^{[ 34 ]}使用された特定の機器は、強い地震で飽和し、高い値を記録できなくなりました。このスケールは 1970 年代にモーメント マグニチュード スケール(MMS、記号M _w ) に置き換えられました。リヒター スケールで適切に測定された地震の場合、数値はほぼ同じです。現在、地震で測定される値はM _wですが、リヒター スケールが意味をなさなくなるマグニチュード 8 を超える地震であっても、報道機関によってリヒター値として報告されることがよくあります。

リヒター震度階級とMMS震度階級は、地震によって放出されるエネルギーを測定するものであり、メルカリ震度階級は、地震の影響を、計測機器で検出できるが体感できないものから壊滅的なものまで分類するものである。エネルギーと影響は必ずしも強く相関するわけではない。人口密集地で特定の種類の土壌を持つ浅い地震は、孤立した地域で発生するはるかにエネルギーの高い深発地震よりも、はるかに大きな影響を与える可能性がある。

歴史的に「リヒタースケール」と呼ばれるスケールはいくつかあり、特に局地マグニチュードMLと表面波Msスケール_が挙げられます。さらに、実体波マグニチュードMbとモーメントマグニチュードMw（略称MMS）も数十年にわたり広く用いられてき_{ました。地震学者は、マグニチュードを測定するための新しい手法を}いくつか開発中です。

すべてのマグニチュードスケールは、数値的に類似した結果が得られるように設計されています。この目標は、 M _L、M _s、およびM _wについてはうまく達成されています。^{[ 35 ] [ 36 ]} M _bスケールは、他のスケールとはやや異なる値を示します。同じものを測定するさまざまな方法がある理由は、異なる距離、異なる震源深度、および異なる地震規模で、異なる種類の弾性波の振幅を測定する必要があるためです。

M _Lは、地方および地域の地震観測所によって報告される大多数の地震（数万件）に使用されているスケールです。世界中の大規模地震については、モーメントマグニチュードスケール（MMS）が最も一般的ですが、M _sも頻繁に報告されています。

地震モーメントM _{0 は}、地震で発生した平均滑りの積に破壊面積を掛けたものに比例するため、イベントの物理的な規模を測定します。M w_は、単位のない量として経験的に導出され、M _sスケールに適合するように設計された数値です。^{[ 37 ]} M ₀を得るにはスペクトル解析が必要です。対照的に、他のマグニチュードは、正確に定義された波の振幅の単純な測定から導出されます。

M _wを除くすべてのスケールは、大地震では飽和します。つまり、これらのスケールは、地震の破壊長よりも波長の短い波の振幅に基づいています。これらの短い波（高周波波）は、イベントの規模を測定するには短すぎる尺度です。結果として、M _{Lの測定の有効な上限は約 7、} M _sの測定の有効な上限は約 8.5 ^{[ 38 ]}になります。^{[ 39 ]}

飽和問題を回避し、非常に大きな地震の規模を迅速に測定するための新しい技術が開発されている。これらのうちの1つは長周期P波に基づいている^{[ 40 ]}。もう1つは最近発見されたチャネル波に基づいている^{[ 41 ] 。}

地震のエネルギー放出[ 42 ^]は、その破壊力と密接に相関しており、揺れの振幅の3/2乗に比例します（説明についてはモーメントマグニチュードスケールを参照）。したがって、マグニチュードの1.0の差は、 31.6倍に相当します（${\displaystyle =({10^{1.0}})^{(3/2)}}$放出されるエネルギーにおいて、2.0 の大きさの差は 1000 倍に相当します (${\displaystyle =({10^{2.0}})^{(3/2)}}$放出されるエネルギーにおいて）^{[ 43 ]}放射される弾性エネルギーは、放射スペクトルの積分から最もよく導き出されますが、エネルギーの大部分は高周波波によって運ばれるため、M _{bに基づいて推定することができます。}

リヒターマグニチュードM _Lのこれらの式は、リヒター標準地震イベントに基づくリヒター相関表を使用する代替手段である。${\displaystyle {\big (}\ M_{\mathsf {L}}=0\ ,}$${\displaystyle \ A=0.001\ {\mathsf {mm}}\ ,}$${\displaystyle \ D=100\ {\mathsf {km}}\ {\big )}~.}$以下の式において、${\displaystyle \ \Delta \ }$は震源距離（キロメートル）であり、${\displaystyle \ \Delta ^{\circ }\ }$海面から大圏の度数で表した距離と同じです。

リリーの経験式は次のとおりです。

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=\log _{10}A-2.48+2.76\ \log _{10}\Delta \ }$

どこ${\displaystyle \ A\ }$は、0.8 Hz で測定されたP 波の振幅 (最大地盤変位) をマイクロメートル (μm)単位で表したものです 。

ラールの経験式^{[ 44 ]}の提案は次のとおりです。

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=\log _{10}A+1.6\ \log _{10}D-0.15\ ,}$

どこ

${\displaystyle \ A\ }$地震計信号の振幅はmmで、

${\displaystyle \ D\ }$200 km未満の距離はkmで表されます。  

そして

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=\log _{10}A+3.0\ \log _{10}D-3.38\$ ;}

どこ${\displaystyle \ D\ }$は、200 km から 600 kmまでの距離を表すkm単位です。   

震源距離が4°から160°の間のビストリチャニの経験式（ 1958）は次のとおりです。 ^{[ 45 ]}

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=2.92+2.25\ \log _{10}\left(\tau \right)-0.001\ \Delta ^{\circ }\ ,}$

どこ

${\displaystyle \ \tau \ }$は表面波の継続時間（秒）であり、

${\displaystyle \ \Delta ^{\circ }\ }$は度数で表されます。

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}\ }$主に5歳から8歳の間です。

津村の経験式は次のとおりです。^{[ 46 ]}

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=-2.53+2.85\log _{10}\left(F-P\right)+0.0014\ \Delta ^{\circ }\ ,}$

どこ

${\displaystyle \ F-P\ }$これは振動の合計継続時間（秒）です。

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}\ }$主に3から5の間の値をとります。

坪井（東京大学）の経験式は以下のとおりです。

${\displaystyle \ M_{\mathsf {L}}=\log _{10}A+1.73\ \log _{10}\Delta -0.83\ ,}$

どこ${\displaystyle \ A\ }$はμm単位の振幅です。

• 地震モニター– IRISコンソーシアム
• 米国地質調査所（USGS）の地震規模に関する方針（2002年1月18日施行） – 米国地質調査所（USGS）
• 展望：地震エネルギー放出のグラフ比較–太平洋津波警報センター