ウッド・アンダーソン地震計

ウッド・アンダーソン地震計（ウッド・アンダーソン地震計とも呼ばれる）は、1920年代にアメリカ合衆国のハリー・O・ウッドとジョン・オーガスト・アンダーソンが南カリフォルニアの地震を記録するために開発したねじり地震計である。水平方向の動きを写真に記録する。^[1]この地震計は0.8gの振り子を使用し、周期は0.8秒、倍率は2,800倍、減衰定数は0.8である。^[2]チャールズ・フランシス・リヒターはウッド・アンダーソン地震計を使用してリヒターマグニチュードスケールを開発した。

概要

1908年、地質学者のグローブ・K・ギルバートは、ハリー・ウッドに北カリフォルニアの潜在的に活断層の地図を作成するために1,000ドルを支払い、数年後、カリフォルニア大学バークレー校の教授アンドリュー・ローソンはウッドを大学の地震計の監督に任命しました。地震計では、地元の地震だけでなく、地球内部の特性を研究するために使用された遠方の地震（特にベノ・グーテンベルクのようなヨーロッパの科学者によって）にも注意が向けられていました。その当時使用されていた地震計は、遠方の地震による長周期地震波を検出できるように開発され、最適化されていたため、地元の地震をうまく検出できませんでした。ウッドは1912年にバークレーを離れ、数年間ハワイで火山地震学を研究し、カーネギー研究所の地球物理学研究所所長アーサー・L・デイと連絡を取りました。デイもそこで火山学的研究を行っていました。彼はウッドの指導者となり、ウッドは彼のアドバイスに従ってワシントンDCの標準局に勤務し、そこでパサデナにあるカーネギーのウィルソン山天文台の所長ジョージ・エラリー・ヘイルとの関係を築いた。 ^[3]^[4]

1921 年 3 月、カーネギー研究所は、南カリフォルニアでの長期にわたる地震学研究プログラムに資金を提供するというウッドからの提案を受け入れました。研究所の研究員として、ウッドはジョン A. アンダーソン(ウィルソン山天文台の機器設計者で天体物理学者)と共同で、地元の地震の短周期波を記録できる地震計の開発に取り組みました。彼らの機器には、既存の装置が検出できるよりもかなり短い、0.5～2.0 秒の周期の地震波を測定する機能が必要でした。1923 年 9 月、ウッド-アンダーソンねじり地震計として知られるようになるものが無事完成すると、地震の震源地を正確に特定し、最終的には対応する断層帯の地図作成を可能にする機器のネットワークを地域全体に構築することに焦点が当てられました。ウッドはカーネギー研究所が地域全体の5か所（パサデナ、マウント・ウィルソン、リバーサイド、サンタカタリナ島、フォールブルック）にユニットの小規模ネットワークを設立することを提案し、研究所はその提案を進めることに同意した。^[3]^[4]

リヒターマグニチュードスケール

マグニチュード尺度が開発される前は、地震の強さ、つまり「大きさ」を測る唯一の方法は、地震の震源地近くで観測された揺れの強さの主観的な評価であり、ロッシ・フォーレル尺度などのさまざまな震度尺度で分類されていました。(「大きさ」は、放出されたエネルギーの量という意味で使用され、揺れの影響を受ける領域のサイズという意味ではありませんが、高エネルギーの地震は、地元の地質に応じて、より広い領域に影響を与える傾向があります。) 1883年にジョン・ミルンは、大地震の揺れが世界中で検知できる波を生成する可能性があると推測し、1899年にE・フォン・レーバー・パシュヴィッツはドイツで東京の地震に起因する地震波を観測しました。^[5] 1920年代にハリー・ウッドとジョン・アンダーソンは、地震波を記録する最初の実用的な機器の1つであるウッド・アンダーソン地震計を開発しました。^{[6]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支援を受けて、南カリフォルニア全体に広がる地震計のネットワークを構築しました。^[7]彼はまた、地震記録を測定し、地震波を発生させる地震の位置を特定するために、若くて無名のチャールズ・リヒターを採用しました。^[8]

1931年、和達清雄は日本で発生したいくつかの大地震について、震源地からの距離ごとに観測された揺れの振幅を測定した方法を示した。次に、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。^[9]リヒターはこの方法のいくつかの問題を解決し^[10]、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、異なる地震の相対的なマグニチュードを比較できることを確認した。^[11]

絶対的なマグニチュードの尺度を割り当てる実用的な方法を生み出すには、さらなる開発が必要だった。まず、可能な値の広い範囲をカバーするために、リヒターは、天文学者が星の明るさに使用したマグニチュードスケールに似た、各ステップがマグニチュードの 10 倍の増加を表す、グーテンベルクの提案である対数スケールを採用した。^[12]次に、マグニチュード 0 が人間の知覚限界付近になるようにしたかった。^[13] 3 番目に、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た。マグニチュードは、100 km (62 マイル) の距離で測定された「最大トレース振幅の対数(ミクロンで表す)」と定義された。このスケールは、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で、マグニチュード 0 の衝撃を (100 km (62 マイル) 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で較正された。^[14]最後に、リヒターは距離補正表を計算しました。^[15] 200キロメートル未満の距離では^[16]減衰は地域の地質構造と特性に大きく影響されます。^[17]

リヒターが1935年にその結果のスケールを発表したとき、彼はそれを（ハリー・ウッドの提案で）単に「マグニチュード」スケールと呼んだ。[ ^{18] 「リヒターマグニチュード」は}、ペリー・バイアリーがマスコミに対し、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」と語ったことに由来しているようだ。^[19] 1956年、グーテンベルクとリヒターは、まだ「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（M _S）スケールと実体波マグニチュード（M _B ）スケール と区別するために、記号M _Lでそれを「ローカルマグニチュード」と名付けた。^[20]

地震のマグニチュードは、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地との間の距離の変動を補正するための調整が含まれます）。元の式は次のとおりです。^[21]

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 $A 0$ は観測所の震源距離のみに依存する。実際には、すべての観測所の測定値は、観測所固有の補正を行った後に平均化され、M _L  値が得られる。^[21] $\delta$

参考文献

^ 「ウッド・アンダーソン」www.usgs.gov . USGS . 2023年5月12日閲覧。
^ 地震計博物館 –東京大学地震研究所(P.8)
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^ [保留中]
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出典

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[1] 「ウッド・アンダーソン」www.usgs.gov . USGS . 2023年5月12日閲覧。

[2] 地震計博物館 –東京大学地震研究所(P.8)

[Geschwind-3] Geschwind, C. (2001).カリフォルニアの地震：科学、リスク、災害軽減の政治。ジョンズ・ホプキンス大学出版局。pp. 53– 60。ISBN 978-0-8018-6596-1。

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[9] リヒター 1935、2ページ。

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[12] [保留中]

[13] リヒター 1935、14ページ：グーテンベルク＆リヒター 1936、183ページ。

[14] Richter 1935, p. 5. また、Hutton & Boore 1987, p. 1; Chung & Bernreuter 1980, p. 10も参照。

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