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地震のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ(英: magnitude)とは､地震が発するｴﾈﾙｷﾞｰの大きさを対数で表した指標値である｡揺れの大きさを表す震度とは異なる｡日本の地震学者和達清夫の最大震度と震央までの距離を書き込んだ地図に着想を得て､ｱﾒﾘｶの地震学者ﾁｬｰﾙｽﾞ･ﾘﾋﾀｰが考案した｡

この最初に考案されたﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞはﾛｰｶﾙ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_L) と呼ばれており､ﾘﾋﾀｰの名からﾘﾋﾀｰ･ｽｹｰﾙ (Richter scale, 英語発音: [ˈɹɪktɚ skeɪl]〈読:ﾘｸﾀｰ･ｽｹｰﾙ〉) とも呼称される｡ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは地震のｴﾈﾙｷﾞｰを1000の平方根を底とした対数で表した数値で､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが 1 増えると地震のｴﾈﾙｷﾞｰは約31.6倍になり､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが 2 増えると地震のｴﾈﾙｷﾞｰは1000倍になる｡

地震学ではﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_w) が広く使われる｡日本では気象庁ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_j) が広く使われるが､長周期の波が観測できるような規模の地震(M_j 5.0以上)ではﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞも解析･公表されている｡

一般的にﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは ${\displaystyle M=\log _{10}{A}+B(\Delta ,h)}$ の形の式で表される｡ここで､Aはある観測点の振幅､Bは震央距離Δや震源の深さhによる補正項である｡

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞと地震のｴﾈﾙｷﾞｰ

地震が発するｴﾈﾙｷﾞｰの大きさを E(単位:ｼﾞｭｰﾙ)､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを M とすると､次の関係がある｡

${\displaystyle \log _{10}E=4.8+1.5M.}$

この式からﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ M が 1 大きくなると左辺の log₁₀E が 1.5 だけ増加するからｴﾈﾙｷﾞｰは約32倍大きくなることが分かる (10 = 10√10 ≒ 31.62)｡同様にﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが 2 大きくなると地震のｴﾈﾙｷﾞｰは1000倍になる (10 = 10 = 1000)｡また､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞで0.2の差はｴﾈﾙｷﾞｰでは約2倍の差となる (10 = 10 ≒ 1.995)｡

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの飽和

一般に使われる他の各種のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞでは､概ね8(表面波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞで8.5､実体波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞでは7程度)を超えると数値が頭打ち傾向になる｡これを｢ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの飽和｣と呼ぶ｡例えばﾛｰｶﾙ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_L) は約6.5あたりから飽和しはじめ､約7が最大値となる｡

短周期の地震波ほど減衰しやすく､その影響を受ける地震波の周期はおよそ L/v(L: 断層の長さ､v: 断層破壊の伝播速度)程度以下､すなわち断層の破壊に要した時間程度以下の周期である｡従って断層破壊に要する時間が長い巨大地震では地震の発生を瞬時の破壊と見なせなくなり､例えば周期20秒の地震波の振幅に着目する表面波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは断層破壊に20秒程度かかる約100 kmより長い断層では､地震の規模が大きくなっても地震波の振幅が頭打ちとなる｡

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを決めるために用いる地震波の周波数とｴﾈﾙｷﾞｰのﾓﾃﾞﾙから地震波によるﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは高周波､かつ規模の小さな地震ほど飽和が起こりにくいことが示される｡このﾓﾃﾞﾙでは実体波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_b) は約5.5から飽和しはじめ6で飽和となり､表面波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_s) では7.25から飽和しはじめ8で飽和となるが､飽和となる数値は観測される地震により異なり､M_b ≧ 6 の報告例も多数あるためﾓﾃﾞﾙがあらゆる地震に当てはまるわけではない｡

ｴﾈﾙｷﾞｰが大きく､長周期(低周波)の地震動が卓越した巨大地震においても飽和がなく､より正確に地震の規模を表す指標として､無限大の長周期地震波に基づくと見做されるﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが考案され､地震学では広く使われている｡

一般的なﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの種類

地震学では各種のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを区別するために｢M｣に続けて区別の記号を付ける｡地震学ではﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (Mw) を単に｢M｣と表記することが多い(ｱﾒﾘｶ地質調査所 (USGS) など)｡日本では気象庁ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_j) を単に｢M｣と表記することが多い｡各種のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの値の間では差異を持つので注意が必要である｡

以下､振幅という場合は片振幅(中心値からの振幅)を意味する｡

ﾛｰｶﾙﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ M_L

ﾘﾋﾀｰ･ｽｹｰﾙとも｡ﾘﾋﾀｰは､ｳｯﾄﾞ･ｱﾝﾀﾞｰｿﾝ型地震計(2800倍)の最大振幅 A(単位:μm)を震央からの距離100 kmのところの値に換算したものの常用対数をﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞとした｡従って､地震波の振幅が10倍大きくなるごとに､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが1ずつあがる｡

${\displaystyle M_{l}=\log _{10}A.}$

表面波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ M_s

ﾍﾞﾉｰ･ｸﾞｰﾃﾝﾍﾞﾙｸﾞは､表面波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを

${\displaystyle M_{s}=\log A_{h}+1.656\log \Delta +1.818+C}$

で定義した｡ここで､A_h は表面波水平成分の最大振幅､Δ は震央距離(角度)､C は観測点ごとの補正値である｡

これとほぼ同じであるが､国際地震学地球内部物理学協会の勧告(1967年)では､

${\displaystyle M_{s}=\log(A/T)+1.66\log \Delta +3.30}$(なお､20° ≦ Δ ≦ 60°)

としている｡A は表面波水平成分の最大振幅 (μm)､T は周期(秒)である｡周期約20秒の地震動に着目して求められている｡

より長周期の例えば周期100秒の表面波に基づいてその振幅からﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを算出すれば､巨大な地震の規模もある程度適切に表される様になる｡例えば周期20秒の表面波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞではほとんど差が見られない1933年三陸地震､1960年ﾁﾘ地震､1964年ｱﾗｽｶ地震の周期100秒表面波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ M₁₀₀ は､それぞれ､8.4､8.8､8.9となる｡

実体波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ M_b

ｸﾞｰﾃﾝﾍﾞﾙｸおよびﾘﾋﾀｰは､実体波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを

${\displaystyle M_{b}=\log _{10}\left({\frac {A}{T}}\right)+B(\Delta ,h)}$

で定義した｡A は実体波(P波､S波)の最大振幅､T はその周期､B は震源の深さ h と震央距離 Δ の関数である｡

経験的に､

${\displaystyle M_{b}=0.63M_{s}+2.5}$

が成り立つ｡周期約1秒の地震動に着目して求められている｡

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ M_w

1979年､当時ｶﾘﾌｫﾙﾆｱ工科大学の地震学の教授であった金森博雄と彼の学生であったﾄｰﾏｽ･ﾊﾝｸｽは､従来のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは地震を起こす断層運動の地震ﾓｰﾒﾝﾄ (M₀) と密接な関係があり､これを使えば大規模な地震でも値が飽和しにくいｽｹｰﾙを定義できるという金森のｱｲﾃﾞｱをﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_w) と名付け､以下のように計算される量として発表した｡

${\displaystyle M_{\mathrm {w} }={\frac {\log _{10}M_{0}-9.1}{1.5}}}$(ただし M₀ = μ × D × S)

S は震源断層面積､D は平均変位量､μ は剛性率である｡

これまでに観測された地震のﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの最大値は､1960年に発生したﾁﾘ地震の9.5である｡

1. 断層面の面積(長さ×幅)と､変位の平均量､断層付近の地殻の剛性から算出する､まさに断層運動の規模そのものである｡
2. M8を超える巨大地震では､地震の大きさの割りにﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが大きくならない｢頭打ち｣と呼ばれる現象が起こる｡ﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞはこれが起こりにくく､巨大地震の規模を物理的に評価するのに適しているとされ､ｱﾒﾘｶ地質調査所 (USGS) をはじめ国際的に広く使われている｡
3. 日本の気象庁では､2011年に発生した東北地方太平洋沖地震に対して､地震の規模をより適切に表せるとして､下記の気象庁ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ (M_j8.4) に加え､ﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの計算値 (M_w9.0) を発表した｡

気象庁ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ M_j

気象庁ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは､日本で国としての地震情報として使用されており､2003年の約80年前まで遡って一貫した方法で決定され､ﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞともよく一致している｡略称としてM_jma､或いはM_jが使われる｡

気象庁ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは周期5秒までの強い揺れを観測する強震計で記録された地震波形の最大振幅の値を用いて計算する方式で､地震発生から3分程で計算可能という点から速報性に優れている｡一方､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが8を超える巨大地震の場合はより長い周期の地震波は大きくなるが､周期5秒程度までの地震波の大きさはほとんど変わらないため､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの飽和が起き正確な数値を推定できない欠点がある｡東北地方太平洋沖地震では気象庁ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを発生当日に速報値で7.9､暫定値で8.4と発表したが､発生2日後に地震情報として発表されたﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは9.0であった｡

2003年9月24日以前

2003年9月24日までは､下記のように､変位ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞと速度ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを組み合わせる方法により計算していた｡

変位計 (h ≦ 60 km) の場合

${\displaystyle M_{j}=\log A+1.73\log \Delta -0.83}$(A は周期5秒以下の最大振幅)

変位計 (h ≧ 60 km) の場合

${\displaystyle M_{j}=\log A+K(\Delta ,h).}$(K(Δ, h) は表による)

速度計の場合

${\displaystyle M_{j}=\log A_{Z}+1.64\log \Delta +\alpha .}$(A_Z は最大振幅､α は地震計特性補正項)

2003年9月25日以降

変位ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは､系統的にﾓｰﾒﾝﾄ･ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞとずれることがわかってきたため､差異が小さくなるよう､2003年9月25日からは計算方法を改訂し(一部は先行して2001年4月23日に改訂)､あわせて過去の地震についてもﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの見直しを行った｡

変位によるﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

${\displaystyle M_{d}={\frac {1}{2}}\times \log(\mathrm {A_{n}} ^{2}+\mathrm {A_{e}} ^{2})+\beta _{d}(\Delta ,H)+C_{d}.}$(A_n, A_e の単位は 10 m)

ここで､β_d は震央距離と震源深度の関数(距離減衰項)であり､H が小さい場合には坪井の式に整合する｡C_d は補正係数｡

速度振幅によるﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

${\displaystyle M_{v}=\alpha \times \log(A_{z})+\beta _{v}(\Delta ,H)+C_{v}.}$(A_z の単位は 10 m/s)

ここで､β_v は M_d と連続しながら､深さ 700 km､震央距離 2,000 km までを定義した距離減衰項である｡C_v は補正係数｡

特殊なﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの種類

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを厳密に区別すると､その種類は40種類以上に及ぶが､ここでは特徴的なものを記載する｡

地震動継続時間から求めるﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

地震記象上で振動が継続する時間 T_d はﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞとともに長くなる傾向がある｡そこで一般に､

${\displaystyle M=c_{0}+c_{1}\log T_{d}+c_{2}\Delta }$

の式が成り立つ｡c₀, c₁, c₂ は定数､Δ は震央距離である｡c₂Δ は小さいため､第3項を省略することもある｡

過去には河角のWiechert式地震計に対しての式

${\displaystyle M=4.71+1.67\log T_{d}}$

などが提案されている｡

地震波記録の回収や解析に多大な労力を要した1970年代頃までは､1つの地震計記録からﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを概算する方法として､気象台･観測所などで利用された｡ただし各定数は地震計の特性に大きく依存するため､短時間で多くの地震波記録を扱うことができる現在ではこの式はほとんど用いられない｡

有感半径から求めるﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

ｸﾞｰﾃﾝﾍﾞﾙｸとﾘﾋﾀｰは､南ｶﾘﾌｫﾙﾆｱの地震について､有感半径 R を用いて､

${\displaystyle M=-3.0+3.8\log R}$

の式を得ている｡

日本でも市川が日本の浅発地震に対して

${\displaystyle M=-1.0+2.7\log R}$

を与えている｡なお､R は飛び離れた有感地点を除く最大有感半径 (km) である｡

震度4, 5, 6の範囲から求めるﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

気象庁の震度で､4以上､5以上､6以上の区域の面積 (km) をそれぞれ S₄､S₅､S₆ とするとき､勝又護と徳永規一は

${\displaystyle \log _{10}S_{4}=0.82M-1.0}$

という実験式を､村松郁栄は

${\displaystyle \log _{10}S_{5}=M-3.2}$､

${\displaystyle \log _{10}S_{6}=1.36M-6.66}$

という実験式を得ている｡

河角廣は震央からの距離 100 km における平均震度を M_K と定義し､ﾘﾋﾀｰｽｹｰﾙとの間に M = 4.85 + 0.5 M_K の関係があるとした｡また震央距離と震度､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの間には以下の関係があるとした｡

${\displaystyle I=2M-4.605\log _{10}\Delta -0.00166\Delta -0.32}$｡(I: 気象庁震度階級, Δ: 震央距離 [km])

これらは地震計による記録がなかった歴史地震のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを推定する際に有効である｡家屋被害に関する文献記録から各地域の震度を求め､それをもとにﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを推定する｡

微小地震のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

微小地震については上記の M_s､M_b､M_j などでは正確な規模の評価ができない｡そこで､たとえば渡辺は上下方向の最大速度振幅 A_v (cm/s) と震源距離 r (km) を用いて､

${\displaystyle 0.85M-2.50=\log A_{v}+1.73\log r}$

の式を示している｡なおこの式は r が 200 km 未満のときに限られる｡ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞがﾏｲﾅｽ値を示す場合にもある程度有効であるため､ごくごく微小な人工地震のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを求める際にも利用される｡

津波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ Mt

低周波地震では M_s､M_b､M_j を用いると地震の規模が実際よりも小さく評価される｡そこで阿部勝征によって､津波を用いたﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ Mt が考案された｡

${\displaystyle M_{t}=\log H+\log \Delta +D}$

ここで H は津波の高さ (m)､Δ は伝播距離 (km) (Δ ≧ 100 km)､D は M_t がﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ M_w と近い値を取るように定められた定数である｡D は日本において観測されたﾃﾞｰﾀを用いると 5.80 となる｡

また､震央より1000 km以上離れた､遠隔地で発生した地震による津波における Mt は ΔC を Mt が Mw と近い値を取るように定められた定数とすれば､

${\displaystyle M_{t}=\log H_{\mathrm {max} }+9.1+\Delta C}$

と表される｡ΔC は津波の発生地域及び観測地域によって変化する経験値で､太平洋で発生した津波地震については､-0.6 から +0.5 の値を取る｡

津波地震では､津波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞは表面波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ･実体波ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞよりも大きくなる｡

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの目安

簡易な計算式として､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが ΔM 増えたときのｴﾈﾙｷﾞｰは 10 倍となる｡たとえば､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが1増えるとｴﾈﾙｷﾞｰは約31.62倍､2増えると1000倍となる(#ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞと地震のｴﾈﾙｷﾞｰの節参照)｡

また､ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが1増えると地震の発生頻度はおよそ10分の1になる(#頻度の目安の節参照)｡

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの大小と被害

地域や構造物の強度等にもよるが､一般にM6を超える程度の直下型地震が､地下20ｷﾛﾒｰﾄﾙ前後の深さで起こると､ほぼ確実に､人数の差こそあれ死傷者を出す“災害”となる｡M7ｸﾗｽの直下型地震では､条件にもよるが大災害になる｡兵庫県南部地震は M_j7.3 (M_w6.9) だった｡また､東海地震や南海地震といったﾌﾟﾚｰﾄ型地震はM8前後である｡またMが7を大きく超えると､被害を生じさせる津波が発生する場合がある｡一般的にﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが大きくなると､地震断層面も大きくなるため､被害の程度だけでなく被害が生じる範囲も拡大する｡

M5未満では被害が生じることは稀で､M2程度の地震では､陸上でも人に感じられないことが多い｡M0ｸﾗｽになると､日本の地震計観測網でも捉えられない場合がある｡なお､理論上ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞにはﾏｲﾅｽの値が存在するが､この規模の地震になると精密地震計でも捉えられない場合が多く､また常時微動やﾉｲｽﾞとの区別も難しくなってくる｡

大きな地震のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞを求めることは､地震の規模や被害の推定に有用である｡一方ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞが小さく被害をもたらさないような地震も､地震や火山･ﾌﾟﾚｰﾄﾃｸﾄﾆｸｽのﾒｶﾆｽﾞﾑを解明するのに役立つため観測が行われている｡

大地震の内､特にM8以上の地震を巨大地震､巨大地震の内､M_w9以上の地震を超巨大地震と区分けすることがある｡

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの大小の目安

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ(以下M)のｴﾈﾙｷﾞｰの規模の比較と代表的な地震｡

【M】
【名称】
ｴﾈﾙｷﾞｰ
(J) 換算 【TNT換算】
備考
-2.0 | 極微小地震 | 63 | 15 mg | 60J:30W蛍光灯の2秒間点灯時の消費電力
-1.5 | 350 | 83 mg | 
-1.0 | 2 × 10 | 0.48 g
-0.5 | 11 × 10 | 2.6 g
0 | 63 × 10 | 15 g | Mj0.2:2002年1月22日7時22分29秒(日本時間)に伊豆大島近海で発生した最も小さな有感地震(最大震度は1)
0.5 | 35 × 10 | 84 g | 
1.0 | 微小地震 | 2 × 10 | 480 g
1.5 | 11 × 10 | 2.6 kg | M1.5:2007年ﾍﾟﾙｰの隕石落下時に発生した地震(en:ﾆｭｰｽ)
2.0 | 63 × 10 | 15 kg | M2.1:2013年4月のﾃｷｻｽ州肥料工場爆発事故で放出されたｴﾈﾙｷﾞｰ
2.5 | 35 × 10 | 84 kg | 
3.0 | 小地震 | 2 × 10 | 480 kg
3.5 | 11 × 10 | 2.6 t
4.0 | 63 × 10 | 15 t | 小型核爆弾が放出するｴﾈﾙｷﾞｰ
M4.0:北朝鮮の核実験(2006年)で観測された地震 (CTBTO)
4.5 | 35 × 10 | 84 t | 
5.0 | 中地震 | 2 × 10 | 480 t | 直下型･かつ震源深さが20ｷﾛを切っていた場合は被害が確実に発生する｡
ﾂﾝｸﾞｰｽｶ隕石の衝突(1908年)時に発生した地震(推定)
Mj5.2:長岡地震(1961年)
Mb5.25:史上最大の核兵器実験による人工地震
5.5 | 11 × 10 | 2,600 t | この規模の地震から余震が起きる事が多い｡
M5.5:ﾊﾞﾘﾝｼﾞｬｰ･ｸﾚｰﾀｰが形成された時に発生した地震(推定)
55〜63 TJ:広島の原爆が放出した全ｴﾈﾙｷﾞｰ
6.0 | 63 × 10 | 1.5万 t | 一般におおよそこれより規模の大きな地震では津波を発生させることがある｡
Mj6.1:長野地震(1941年)､大阪府北部地震(2018年)
Mj6.2:宮城県北部地震(2003年)
6.5 | 35 × 10 | 8.4万 t | Mj6.5:熊本地震の前震(2016年)
Mj6.7 (Mw6.6):北海道胆振東部地震(2018年)
Mj6.8 (Mw6.6):三河地震(1945年)
Mj6.8 (Mw6.6):新潟県中越地震(2004年)､新潟県中越沖地震(2007年)
Mj6.9 (Mw6.7):能登半島地震(2007年)
7.0 | 大地震 | 2 × 10 | 48万 t | Mj7.0 (Mw6.6):福岡県西方沖地震(2005年)
M7.0:史上最大の地下核実験による人工地震
Mw7.0:ﾊｲﾁ地震 (2010年)
Mj7.1:福井地震(1948年)
Mj7.2 (Mw7.0):鳥取地震(1943年)
Mj7.3 (Mw6.9):兵庫県南部地震(阪神･淡路大震災)(1995年)
Mj7.3 (Mw7.0):熊本地震の本震(2016年))
Mj7.3 (Mw7.3):三陸沖地震 (2011年3月)(東北地方太平洋沖地震の前震)
7.5 | 11 × 10 | 260万 t | Mw7.5:唐山地震(1976年)
Mj7.5 (Ms7.5):新潟地震(1964年)
Mw7.6:台湾921大地震(1999年)
Mj7.8 (Mw7.7):北海道南西沖地震(1993年)
Mj7.9:根室半島沖地震(1894年)
Mj7.9:十勝沖地震(1968年)
8.0 | 巨大地震 | 63 × 10 | 1500万 t | M8.0:濃尾地震(1891年)
Mj8.0:喜界島地震(1911年)
Mw7.9 - 8.0:関東地震(関東大震災)(1923年)
Mw7.9 (Ms8.0):四川大地震(2008年)
Mw8.4 (Mj8.0):南海地震(1946年)
Mw8.1 (Mj7.9):東南海地震(1944年)
Mw8.2 (Mj7.6?):ｲｷｹ地震(2014年)
Mj8.1:小笠原諸島西方沖地震(2015年)
Mw8.3 (Mj8.2):北海道東方沖地震(1994年)
Mj8.2:十勝沖地震(1952年)
Mw8.3 (Mj8.0):十勝沖地震(2003年)
210PJ:史上最大の核兵器が放出した全ｴﾈﾙｷﾞｰ
Mw8.4 (Mj8.1):昭和三陸地震(1933年)
8.5 | 35 × 10 | 8400万 t | Mw8.5:明治三陸地震(1896年)
Mw8.8:ﾁﾘ地震(2010年) | M8.4<:貞観地震(869年)
M8.5<:ﾊﾞﾙﾃﾞｨﾋﾞｱ地震(1575年)
Mw8.7〜9.2:ｶｽｹｰﾄﾞ地震(1700年)
Mw8.7〜9.3:宝永地震(1707年)
Mw8.8〜9.0:ﾘｽﾎﾞﾝ地震(1755年)
Mw8.5〜9.1:ｱﾘｶ地震(1868年)
9.0 | 超巨大地震 | 2 × 10 | 4.8億 t | Mw9.0:ｶﾑﾁｬﾂｶ地震(1952年)
Mw9.0:東北地方太平洋沖地震(2011年)
Mw9.2:ｱﾗｽｶ地震(1964年)
Mw9.1〜9.3:ｽﾏﾄﾗ島沖地震(2004年)
9.5 | 11 × 10 | 26億 t | Mw9.5:ﾁﾘ地震(1960年)
これ以上の規模の地震は実測でも地質調査でも発見されていない｡
10.0 | 63 × 10 | 150億 t | M10.0:地球上で起こり得る最大の地震
10.5 | 参考 | 32 × 10 | 840億 t | 
11.0 | 2 × 10 | 4800億 t | M11.3:ﾁｸｼｭﾙｰﾌﾞ隕石の地球衝突のｴﾈﾙｷﾞｰ｡恐竜絶滅の最も有力な一因とされる｡値は推定｡断層のずれで発生すると仮定した場合､その総延長は2万ｷﾛﾒｰﾄﾙ以上になるもので､考慮は不要である(松澤暢･東北大学教授による推論)｡
11.5 | 11 × 10 | 2.6兆 t | 15ZJ:地球が太陽から受ける総ｴﾈﾙｷﾞｰ1日分

M11.8:ﾌﾚﾃﾞﾌｫｰﾄ隕石の衝突ｴﾈﾙｷﾞｰ｡現在地球上で確認された最大の隕石孔で､値は推定｡

12.0 | 63 × 10 | 15兆 t | M12:長さ1万ｷﾛﾒｰﾄﾙの断層が動き､地球が真っ二つに割れて起こる地震(実際の断層面は地球の表面付近に限られるため理屈上のもの)
【M】
【名】
【ｼﾞｭｰﾙ】
【TNT】
備考

• 月面で観測される地震を月震という｡M1 - M4 程度が観測されている｡
• 恒星の振動を星震 (Starquake) といい､時に爆発現象を伴う｡観測は恒星の内部構造を調べるのに利用される｡2004年にSGR 1806-20で観測された星震では､M23.1 という値が算出されている｡

頻度の目安

地震の発生頻度は以下のｸﾞｰﾃﾝﾍﾞﾙｸﾞ･ﾘﾋﾀｰの関係式により表される｡

$『地震学 第3版』共立出版､2001年､ISBN 4-320-00216-4｡$

第1章 地震 2 - 山賀進『われわれは何者か-宇宙･地球･人類-』第2部 2 地球の科学､2008年2月23日閲覧｡

1.2 ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ - 防災科学技術研究所『地震の基礎知識とその観測』第1部 地震の基礎知識､2008年2月23日閲覧｡

What is Richter Magnitude? - J. Louie, 9 Oct. 1996年

地震のﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞとｴﾈﾙｷﾞｰ - 慶應義塾高等学校地学教室, 2002年

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞとｴﾈﾙｷﾞｰ - 山賀進

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出典:wikipedia
2021/01/26 04:53

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