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地震のマグニチュードスケールは、地震の全体的な強さまたは「大きさ」を表すために使用されます。これらは、特定の場所での地震によって引き起こされる地面の揺れ (揺れ) の強さまたは深刻さを分類する震度スケールとは区別されます。マグニチュードは通常、地震記録に記録された地震の地震波の測定値から決定されます。マグニチュードスケールは、地震波のどの側面が測定されるか、およびどのように測定されるかによって異なります。地震、利用可能な情報、およびマグニチュードが使用される目的が異なるため、異なるマグニチュードスケールが必要になります。
地震の規模と揺れの強さ
地球の地殻は地殻変動の力によって応力を受けています。この応力が地殻を破裂させるほど、または地殻の 1 つの塊が他の塊をすり抜けるのを防ぐ摩擦を克服するほど大きくなると、エネルギーが放出され、その一部はさまざまな種類の地震波の形で地面を揺らしたり、揺れを引き起こしたりします。
マグニチュードは、地震の相対的な「大きさ」または強さ、つまり地面を揺らす可能性の推定値です。マグニチュードは「放出された地震エネルギーとほぼ関連しています。」 [1]
震度は、特定の場所における揺れの強さまたは力を指し、最大地動速度と関連している可能性があります。観測された震度の等震度マップ（図を参照）を使用すると、観測された最大震度（通常は震源地付近ですが、常にそうとは限りません）と地震が感じられた地域の範囲の両方から地震のマグニチュードを推定できます。[2]
局所的な地震動の強さは、地震の規模以外にもいくつかの要因によって決まるが[3]、最も重要な要因の 1 つは土壌の状態である。たとえば、厚い軟弱地盤 (盛土など) は地震波を増幅させる可能性があり、その場合、震源からかなり離れた場所でも地震波が増幅されることが多い。一方、堆積盆地はしばしば共鳴し、地震動の持続時間を長くする。1989年のロマ・プリエタ地震では、サンフランシスコのマリーナ地区が震源から 100 km 近く離れていたにもかかわらず、最も被害が大きかった地域の 1 つとなったのはこのためである[4]。サンフランシスコ湾の南端の下を通過した地震波が地殻の底で反射し、サンフランシスコとオークランドに伝わるなど、地質構造も重要であった。同様の効果により、この地域の他の主要な断層の間でも地震波が伝わった[5] 。
マグニチュードスケール
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ます。地震波の特性は、地震波が伝わる地殻と破壊の性質を反映しています。[6]地震のマグニチュードの決定には通常、地震記録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、持続時間などの1つ以上の特性を測定します。[7]距離、地殻の種類、地震記録を記録した 地震計の特性に応じて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、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いるため不完全である。このため、特定のケースではマグニチュードが体系的に過小評価され、飽和と呼ばれる状態になる。[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きました 。[10]
「リヒター」マグニチュードスケール
地震の規模を測定する最初の尺度は、1935年にチャールズ・F・リヒターによって開発され、一般に「リヒター」尺度として知られているが、実際には局所マグニチュードスケール、ラベルMLまたはM L。 [11]リヒターは、現在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。
- まず、目盛りは対数なので、各単位は地震波の振幅の10倍の増加を表します。 [12]波のエネルギーはA 1.5に比例し、Aは振幅を表すので、マグニチュードの各単位は地震の地震エネルギー（強度）の10 1.5 ≈32倍の増加を表します。 [13]
- 第二に、リヒターは、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において、100 km離れた地震が最大水平変位0.001ミリメートル（1 μm、または0.00004インチ）を生じる場所をスケールのゼロポイントとして恣意的に定義しました。[14]その後のマグニチュードスケールは、マグニチュード6前後で元の「リヒター」（ローカル）スケールとほぼ一致するように調整されています。[15]
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、地面の揺れの最大振幅に基づいています。それらは強さを過小評価します。
- S波の減衰により遠方地震（約600km以上）の
- 表面波が小さいため深発地震の危険性が高く、
- 強い地震（M 7 以上）では、揺れの持続時間を考慮していないため、このモデルは適していません。
南カリフォルニアとネバダの地質学的背景から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、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]これらすべての問題が、他のスケールの開発を促した。
アメリカ地質調査所などの地震学の権威のほとんどは、マグニチュード4.0以上の地震をモーメントマグニチュード（下記参照）として報告しており、マスコミはこれを「リヒターマグニチュード」と呼んでいる。[17]
その他の「ローカル」マグニチュードスケール
リヒターのオリジナルの「ローカル」スケールは、他の地域にも適応されています。これらは「ML」、または小文字の「l」が付いた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、地域の状況が適切に決定され、式が適切に調整されているかどうかによって異なります。[20]
気象庁マグニチュード
日本では、気象庁は、深さ600km以内の浅い地震（深さ60km未満）について、マグニチュードをMJMA、M JMA、またはMと表記して算出している[21] 。（これらは、気象庁が算出するモーメントマグニチュード（M w (JMA) またはM (JMA)と表記）や震度スケールと混同してはならない。 ）気象庁のマグニチュードは（ローカルスケールで一般的であるように）地震動の最大振幅に基づいており 、4.5～7.5の範囲では地震モーメントマグニチュードM wと「かなりよく」一致するが[22 ] 、それより大きなマグニチュードでは過小評価される。 J
実体波の振幅スケール
実体波は、最初に到達するP波（地震記録を参照）、またはS波、もしくはその反射から構成されます。実体波は岩石を直接伝わります。[24]
mBスケール
元々の「実体波マグニチュード」、mBまたはm B (大文字の「B」) は、表面波の使用に伴う M Lスケールの距離とマグニチュードの制限を克服するために、Gutenberg 1945c と Gutenberg & Richter 1956 [25] によって開発されました。mB は P 波と S 波に基づいており、より長い期間にわたって測定され、M 8 程度まで飽和しません。ただし、M 5.5 より小さいイベントには反応しません。[26]元々定義された mB の使用はほぼ放棄され、[27]標準化されたmB BBスケールに置き換えられました。[28]
mbスケール
mb またはm bスケール（小文字の「m」と「 b」）はmBに似ていますが、短周期地震計の特定のモデルで最初の数秒間に測定されたP波のみを使用します。[29]これは、1960年代に世界標準地震計ネットワーク（WWSSN）の設立とともに導入されました。短周期により、より小さなイベントの検出が向上し、地殻変動による地震と地下核爆発をより適切に区別できます。[30]
mb の測定は何度か変更されています。[31]グーテンベルク (1945c) によって最初に定義されたように、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。ただし、周期の長さは得られるマグニチュードに影響します。初期の USGS/NEIC の慣行では、mb を最初の 1 秒 (最初のいくつかの P 波のみ[32] ) で測定していましたが、1978 年以降は最初の 20 秒間を測定しています。[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 スケールを最大 30 秒の周期で測定しています。[34]
mb大きい規模
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スケールでは扱えなかった問題 (ロッキー山脈の東側の北米全域) に対応するために Nuttli (1973) によって開発された。 M Lスケールは、大陸に付加した海洋地殻 (通常は玄武岩または堆積岩)のブロック上にある南カリフォルニアで開発された。ロッキー山脈の東側では、大陸はクラトン(大部分が花崗岩で、地震特性が異なるより硬い岩石) である厚く大部分が安定した大陸地殻の塊である。この地域では、他の基準ではカリフォルニアの地震と同等と思われる地震に対して、 M Lスケールは異常な結果を示す。
ナットリは、短周期（約1秒）のLg波[35]の振幅を測定することでこの問題を解決しました。これはラブ波の複雑な形で、表面波ではありますが、M sスケールよりもmbスケールに近い結果をもたらすことをナットリは発見しました 。[36] Lg波は海洋の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よく伝播し、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有効です。[37]
表面波のマグニチュードスケール
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す。[38]浅い地震の場合、表面波は地震のエネルギーの大部分を運び、最も破壊的です。より深い地震は表面との相互作用が少ないため、より弱い表面波を生成します。
表面波マグニチュードスケールは、Ms、M S、M sなどとも呼ばれ、リヒターのオリジナルのスケールでは扱えないほど強い、または遠方で発生した浅い地震を測定するために、 1942年にベノ・グーテンベルクが開発した手順に基づいています[39] 。注目すべきは、このスケールでは表面波（一般に最も大きな振幅を生じる）の振幅を「約20秒間」測定したことです。 [40] M sスケールはM L と約6でほぼ一致し 、その後マグニチュードの半分ほど離れます。[41] Nuttli（1983）による改訂版は、M Snと呼ばれることもあり、[42]最初の1秒間の波のみを測定します。
1962年に「モスクワ・プラハ式」という修正案が提案され、1967年にIASPEIによって推奨された。これが標準化されたM s20スケール（Ms_20、M s（20））の基礎となった。[43]「広帯域」変種（Ms_BB、M s（BB））は、60秒までの周期のレイリー波列の最大速度振幅を測定する。[44]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の変種である。[45]
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。[46]
モーメントマグニチュードとエネルギーマグニチュードのスケール
その他のマグニチュード尺度は、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、他の要因が関係し、通常、マグニチュード、震源の深さ、または距離の点で何らかの制限がある。地震学者のトーマス・C・ハンクスと金森弘夫[47]によって開発されたモーメントマグニチュード尺度（MwまたはM w ）は、地震の地震モーメントM 0に基づいており、地震が岩石の1つの塊を別の岩石の塊の横に滑らせる際に行う仕事の量を測定したものである。 [48]地震モーメントは、SI計測システム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 Nm ）で測定される。最も単純なケースでは、すべり量、破壊またはすべった表面の面積、および遭遇した抵抗または摩擦の係数だけがわかれば、モーメントを計算できる。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地震の大きさを決定するために使用できます。[49]
地震の地震モーメントはさまざまな方法で推定できます。これらの方法は、一般的な M wスケールのサブタイプである M wb、 M wr、 M wc、 M ww、 M wp、 M i、および M wpdスケールの基礎となります。詳細については、 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、総エネルギーの観点から地震の「大きさ」を測る最も客観的な尺度であると考えられている。[50]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ない。[51]
M wで測定される地震の全エネルギーの多くは 摩擦によって消散し（その結果、地殻が加熱される）。[52]地震が強い地面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ある。[53]地震波として放射される全エネルギーの割合は、震源メカニズムと地殻環境によって大きく異なる。[54]非常によく似た地震のM e と M w は 、最大で 1.4 単位も異なることがある。[55]
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を推定することが難しいため、一般的には使用されていない。[56]
被害が大きく異なる2つの地震
1997 年にはチリ沖で 2 回の大地震がありました。7 月の最初の地震のマグニチュードは M w 6.9 と推定されましたが、ほとんど感じられず、3 か所だけでした。10 月にはほぼ同じ場所で M w 7.1 の地震が発生しましたが、深さは 2 倍で断層の種類も異なり、広範囲で感じられ、300 人以上が負傷し、10,000 軒以上の家屋が全壊または深刻な被害を受けました。下の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 (M w ) にも表面波マグニチュード (M s ) にも反映されていません。マグニチュードを実体波 (mb ) または地震エネルギー (M e ) に基づいて測定した場合のみ、 被害の差に匹敵する差があります。
Choy、Boatwright、Kirby 2001、p. 13の表1から再構成および改変。IS 3.6 2012、p. 7にも掲載。
エネルギークラス（け-クラス）スケール
K（ロシア語のкласс「クラス」に由来し、カテゴリの意味で使われる[57] ）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マグニチュードの尺度であり、1955年にソ連の地震学者が中央アジアの辺境のガルム（タジキスタン）地域で開発した。改訂された形で、旧ソ連の多くの国々（キューバを含む）で、地方および地域的な地震に今でも使用されている。地震エネルギー（K = log E S、単位はジュール）に基づいているが、当時の技術では実装が困難だったため、1958年と1960年に改訂された。地域の状況に合わせて調整した結果、 K FやK Sなど、さまざまな地域のKスケールが生まれた。[58]
K値は対数で表され、リヒター式の大きさに似ていますが、スケーリングとゼロ点が異なります。12から15の範囲のK値は、M 4.5から6にほぼ相当します。[59] M(K)、M (K)、またはM Kは、エネルギークラスKから計算された大きさMを示します。[60]
津波の規模
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一般的に使用されるよりも長い周期（低周波数）でより多くのエネルギーを放出します。スペクトル分布に歪みがあると、公称マグニチュードで予想されるよりも大きな津波や小さな津波が発生する可能性があります。[61]津波マグニチュードスケールM tは、阿部勝之による地震モーメント（M 0 ）と潮位計で測定された津波の振幅との相関に基づいています。[62]もともとは、地震データは不足しているが潮位データが存在する場合に過去の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、相関関係を逆にして、地震マグニチュードから潮位を予測することができます。[63]（津波の高さ、または遡上と混同しないでください。遡上は、地元の地形によって制御される強度効果です。）ノイズの少ない状況では、M 約 6.5 の地震に相当する 5 cm ほどの津波も予測できます。[64]
津波警報にとって特に重要なもう一つの尺度はマントルマグニチュードMmである。[65]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することができる。
持続時間とコーダ振幅スケール
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表します。これは、地震計のスケールを外れて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を、局所的または地域的な地震で測定するのに特に役立ちます。遠方の地震の場合でも、揺れの継続時間（および振幅）を測定すると、地震の総エネルギーをより適切に測定できます。継続時間の測定は、M wpd やmB cなどのいくつかの現代のスケールに組み込まれています 。[66]
M cスケールは通常、地震波の一部であるコーダの持続時間または振幅を測定します。[67]短距離（約100 km未満）の場合、地震の正確な場所が判明する前に、これらのスケールでマグニチュードを素早く推定することができます。[68]
マクロ地震のマグニチュードスケール
マグニチュードスケールは、一般的に地震記録に記録された地震波の何らかの側面を計測して算出されます。そのような記録が存在しない場合は、強度スケールで記述されるようなマクロ地震イベントの報告書からマグニチュードを推定することができます。[69]
これを実行するための1つのアプローチ（ 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[70]）は、観測された最大強度（おそらく震源地上空）をI 0 （大文字のIに下付きゼロ）で表し、マグニチュードと関連付けるものである。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が、[71]より一般的なM msと表記されることもある。
もう一つのアプローチは、特定のレベルの震度が感じられた地域を示す等震度マップを作成することである。「感じられた地域」の広さもマグニチュードと関連している可能性がある（Frankel 1994 および Johnston 1996 の研究に基づく）。この方法で得られたマグニチュードの推奨ラベルはM 0 (An)であるが、[72]より一般的に見られるラベルはM faである。[73]カリフォルニアとハワイに適応した変種であるM Laは、特定の震度によって影響を受けた地域の大きさからローカルマグニチュード（M L ）を導出する。 [74] M I（大文字の " I"、M の小文字と区別される）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。 [75]
最大地動速度（PGV）と最大地動加速度（PGA）は、破壊的な地盤の揺れを引き起こす力の尺度である。 [76]日本では、強震加速度計のネットワークがPGAデータを提供しており、異なる規模の地震とサイト固有の相関関係をとれる。この相関関係を逆転させることで、特定の距離で特定の規模の地震が発生した場合に、そのサイトでどの程度の地盤の揺れが起こるかを推定できる。これにより、実際の地震発生から数分以内に、被害の可能性がある地域を示す地図を作成できる。 [77]
その他のマグニチュードスケール
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いるが、広く受け入れられることなく、地震の歴史的カタログの中で目立たない参照としてのみ残っているものもある。その他のスケールは明確な名前がなく使用されており、しばしば「スミス法 (1965)」(または同様の用語) と呼ばれ、著者は頻繁にその方法を改訂している。さらに、地震観測網は地震記録を測定する方法がさまざまである。マグニチュードがどのように決定されたかの詳細が不明な場合、カタログではスケールを「不明」( Unk、Ukn、UKなど) と指定する。このような場合、マグニチュードは一般的で近似値であると考えられる。
M h (「手作業で決定されたマグニチュード」) ラベルは、マグニチュードが小さすぎる場合や、データの品質が低すぎる場合 (通常はアナログ機器から)、または複数の地震や文化的なノイズによって記録が複雑になる場合に使用されます。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。[78]
特別なケースとして、グーテンベルクとリヒター（1954）の地球の地震カタログがある。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であると称賛されたが、 [79]マグニチュードをどのように決定したかについての詳細は公表されなかった。[80]その結果、一部のカタログではこれらのマグニチュードをM GRとしているが、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。[81]その後の研究では、M s 値の多くが「かなり過大評価されている」ことが判明した。[82]さらに研究を進めると、M GR マグニチュードのほとんどが「40 km より浅い大震災では基本的に M sである が、40～60 km の深さの大震災では基本的に mB である」ことが判明した。[83]グーテンベルクとリヒターは、下付き文字のないイタリック体で太字でないMも使用しました[84] 。これは一般的なマグニチュードとしても使用され、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でないMと混同しないように注意してください。また、「統一マグニチュード」m（太字は追加）も使用しました。[85]これらの用語は（さまざまな調整を加えて）1970年代まで科学論文で使用されていましたが、[86]現在では歴史的な関心の対象となっています。下付き文字のない通常の（イタリック体でも太字でもない）大文字の「M」は、正確な値や特定のスケールが重要ではない場合に、マグニチュードを一般的に指すために使用されることがよくあります。
参照
引用
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外部リンク
- 視点：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
- USGS ShakeMap 大きな地震の後の地面の動きと揺れの強さのほぼリアルタイムのマップを提供します。