地震の規模 – 定義

地震マグニチュードは、地震中に放出されるエネルギーを測定します。マグニチュードが大きいほど、地震が放出したエネルギーも大きくなります。これは対数スケールであり、大きさ 1 の増加はエネルギーの 30 倍の増加に相当することを意味します。

主流メディアは、リヒター スケールまたはオープン リヒター スケールでそれを報道することがよくあります。これらの用語は不適切です。リヒター スケール、厳密に意味するスケールは時代遅れのスケールであり、カリフォルニアの地震にのみ適応されています。今日通常引用されるマグニチュードは、実際にはモーメントマグニチュード( M _wで示される) です。

マグニチュードと強度 (Mercalli スケールのような) は 2 つの異なる測定値です。震度は、地震によって引き起こされる被害の尺度です。感じられる最大強度とマグニチュードには関係がありますが、それらは地域の地質学的状況に大きく依存します。これらの関係は通常、歴史上の地震にマグニチュードを与えるために使用されます。

歴史

1935年にチャールズ・フランシス・リヒターによって開発された^{[ 1 ]} 。後者は、カリフォルニアで地元で記録された地震記録を分類できるようにこの測定を開発しました。このスケールはもともと、ウッドアンダーソン型地震計で 100 km の位置にある地震の振幅をマイクロメートル単位で測定したものです。この測定値は非常に短い距離でのみ信頼できるため、現在は局所等級と呼ばれています。

翌年の 1936年^{[ 2 ]}に、グーテンベルクとリヒターは、遠隔地震距離 (30 度を超える距離^{[ 3 ]} ) および 20 秒周期 (地震の固有周期) における表面波の振幅に基づくマグニチュードを提案しました。地震計が使用されます）。 1945 年のグーテンベルク^{[ 4 ]}は、この測定をより適切に定義しました。このマグニチュードは現在でも、特に地震の威力の最初の推定に使用されています。略称はMSです。

グーテンベルクとリヒターは 1956 年に新しい大きさを提案しました^{[ 5 ]}が、今回は体積波の測定に基づいていました。略称はMb（英語で実体波、体積波のb）です。

MS および Mb の大きさには制限があります。これは地震によって放出されたエネルギーを直接測定したものではありません。 1960 年にチリで発生した大地震の際には、別の問題も発生しました。震源の継続時間は、MS 表面マグニチュードが調整される期間である 20 秒をはるかに超えていました。したがって、このタイプの測定では、地震の規模、および一般に大地震の規模の推定が過小評価されます。この現象は、基準周期が 1秒程度である Mb ではさらに強くなります。

1977 年^{[ 6 ]} 、金森博雄は地震モーメントに合わせて補正された新しいマグニチュードを導入しました。推定するのはすぐではありませんが、このマグニチュードは物理量に直接関係しており、それ自体が地震によって放出されるエネルギーに関連付けられています。このいわゆるモーメントの大きさは頭字語 Mw を持ち、現在最もよく使用されています。

原理

いわゆるリヒターマグニチュードは、地震記録上の地震波の最大振幅の測定に基づいています。大きさは、この値の対数小数として定義されます。この非常に一般的な定義は、この測定の経験的な性質を明確に示しています。この測定は、一方では地震計の種類に依存し、他方では、測定が行われる地震記録を作成するために使用されるグラフィック デザインの種類に依存します。後者はまた、地震の地震放射は均一ではないため、ある地震観測点から別の地震観測点へと大きく変動します（発震機構を参照）。

1935 年にリヒターによって与えられた元の定義は、現在ローカル マグニチュードまたはM _lと呼ばれており、M l = L o g ( A ) − L o g ( A 0 ) + c L _o g ( Δ )という形式の単純_な対数スケールです。ここで、 A は地震計で測定された最大振幅を表し、 A ₀は 100 km でのマグニチュード 0 の地震に対応する基準振幅、 Δは震源距離 (km)、 c は校正定数です。この方程式の不均一性に加えて、その経験的特徴がさらに強調され、校正定数 ( A ₀およびΔ ) により、この定義は局所的にのみ有効になります。たとえば、ウッドアンダーソン型地震計で記録された南カリフォルニアの中程度の地震に対してキャリブレーションが実行される元の定義では、 c = 2.76およびL o g ( A ₀ ) = 2.48 です。

この測定をよりグローバルなものにして改善するために_、 MSまたは表面波マグニチュードと呼ばれる新しいマグニチュードが 1936 年に導入されました。このマグニチュードは、表面波 (通常、地球上の l’レイリー波) の最大振幅の測定に基づいています。地震計の鉛直成分）を周期 20 秒で測定します。式は前の式とほぼ同じです: M _S = L o g ( A ₂₀ ) + b + c L o g (Δ)ここで、 A ₂₀は測定された振幅、 Δは度、 bおよびcで表される震源距離です。は校正定数です。この措置は現在でも使用されています。ただし、経験的な性質と飽和の問題 (下記を参照) とは別に、2 つの弱点があります。 1 つ目は、表面波が発生しない深部地震 (深さ 100 km 以上) には役に立たないことです。 2 番目の問題は、表面波が最後に到達する波列であるという事実から生じます。警戒ネットワークの一環として、地震の規模をできるだけ早く推定できることが不可欠です。

したがって、 ｍ _ｂ （「実体波」のｂ）で示される体積波の大きさは、第１波列Ｐに関して行われる測定値であり、地震の重要性を迅速に推定することを可能にする。その定式化は、信号の支配的な周期Tによって異なります。 m _b = L o g ( A / T ) + Q (Δ, h )ここで、 Aは測定された最大振幅、 Δ は震源距離 (常に度)、 hです。震源の深さです。 Q は、前の 2 つのパラメータに応じた校正関数です。一般に、支配的な周期Tは約1 秒で、遠隔地震距離 ( Δ > 30 ^° ) における P 波の最小周期です。この測定の問題は、大きさが急速に飽和してしまうことです。

特にローカルまたは地域規模では、他の規模も使用されます。継続マグニチュードは微小地震活動によく使用され、その名前が示すように、地震計上の信号の継続時間を秒単位で測定することによって取得されます。ある尺度から他の尺度への遷移関係を作成するための、これらの異なる尺度間の回帰に関する文献が豊富にあります。これは常に難しい練習です。これらの測定値の差異は、波の種類、センサーの種類とその固有振動数、距離、使用されるマグニチュードの種類によるものであっても、数時間における地震のマグニチュードの測定における大きなばらつきを非常に簡単に説明します。その発生後。

この状況を複雑にするために、地震後一定時間が経過すると、ほとんどのマグニチュード測定値が前述の内容と一致しないことを付け加えておくことが重要です。地震の研究には、その位置、発震機構、地震モーメントを共同で見つけるために、地震記録の反転が含まれます。後者から、モーメントの大きさまたはM _wと呼ばれる大きさが推定されます。これは現在最も一般的に使用されている大きさです。

振幅飽和

M _Sおよびm _{b の}大きさに関する主な問題は、飽和の問題です。この現象は、測定が実行される期間に関連しています。この測定は、震源の放射期間よりも長い周期で行うことが不可欠です。ただし、大規模な地震の場合、この時間が非常に長くなる可能性があります。極端なケースは、震源からの放射が少なくとも 600 秒続いた 2004 年のスマトラ島地震です。

考慮すると:

• 地震モーメントM ₀と断層の長さL (km 単位) の単純化された関係: M ₀ = 2.510 ¹⁵ L ³
• 断層の破壊速度は約3km 。 s ^{− 1}
• モーメントとマグニチュードの関係 (地震モーメントを参照)

この場合、1 秒の放射継続時間はマグニチュード 4.6 に対応し、20 秒の放射継続時間はマグニチュード 7.2 に対応します。したがって、 m _bによるマグニチュード測定（P 波で測定）はマグニチュード 4.6 を超えると過小評価され始め、マグニチュード 7.2 を超える地震の場合はM _Sについても同様です。

この飽和の問題は、マグニチュード 9.0 を超えた 1960 年のチリ地震のマグニチュードを推定する際に浮き彫りになりました。したがって、この困難を克服するためにモーメントマグニチュードが作成されました。ただし、非常に大きな大きさを推定すると問題が生じます。 2004 年のスマトラ沖地震では、地震モーメント、つまりマグニチュードを計算する方法にも課題が生じました。ソース持続時間が非常に長いため、信号を非常に低い周波数で観察する必要があります。したがって、マグニチュードの推定は、地球の最も深刻な自然モード ( ₀ S ₂ – 周期 53.9 分) から行われました^{[ 7 ]} 。この推定値 (マグニチュード 9.15 に相当する地震モーメント 6.5 10 ²² Nm) には、主に震源の複雑さと大きさにより、係数 2 の不確実性があります。

卒業

スケールは振幅の対数であり、オープンであり、既知の上限はありません。実際には、マグニチュード 9 の地震は例外的であり、それ以上のマグニチュードの影響はもはや個別に説明されません。これまで測定された中で最も強力な地震はマグニチュード 9.5 に達し、1960 年 5 月 22 日にチリで発生しました。

メモと参考文献