火山と地震の仕組み：プレート境界を動かす断面モデル

このブロックが示すもの

火山が海岸に沿って並ぶ場所がある一方で、揺れても噴火しない場所があるのはなぜでしょうか。答えの大部分は、地球の外殻をつくる岩盤、プレートの縁にあります。上の模型では、その外殻からブロックを切り出し、3 種類の境界を切り替えられます。

ブロックは東西 440 km、南北 180 km、深さ 150 km です。画面の 1 単位がどの方向にも 200 km に相当する実縮尺で描かれているため、海は表面を覆う薄い水の膜にすぎず、地殻は細い帯になっています。火山、柵の支柱、観測点、トランスフォーム断層のずれは、見えるように拡大しています。

再生を押すと、模型は短い周期で動きます。プレートが動き、赤い目印の位置で地震が起こり、その波が地表の 3 つの地震観測点へ広がります。左上のパネルには、マグニチュード、エネルギー、地震発生からの経過時間が表示されます。右下の地震記録は、それぞれの観測点での揺れを記録します。すべての観測点に S 波が届くと、地表に色付きの円が現れ、地震が起きたはずの位置を示します。

海嶺でプレートが離れる理由

境界スライダーを発散型にすると、中央海嶺が現れます。2 枚のプレートが互いに離れ、その隙間を埋めるために高温のマントルの岩石が下から上昇します。上昇する岩石は、熱を失うより速く圧力を失うため、一部が融けます。その融液が海底の数 km 下の薄いレンズ状の部分に集まり、海嶺で溶岩として噴出し、冷えて厚さ約 7 km の新しい海洋地殻になります。

海嶺では、新しいプレートは高温で薄くなっています。海嶺から離れるにつれて冷えて厚くなるため、模型の緑色の層は両端に向かって広がっています。冷却によって岩石の密度も高くなるため、海底は沈みます。模型では、海嶺の基準水深 2.5 km に深さ 1 km の軸部の谷が加わり、中央の水深は 3.5 km、ブロックの端では 5 km です。

拡大はゆっくり進みます。U.S. Geological Survey によると、大西洋中央海嶺の平均は年に約 2.5 cm、100 万年で 25 km です。イースター島近くの東太平洋海膨では、年に 15 cm を超えます。海嶺の地震が浅いのは、わずか数 km 下の岩石が、すでに割れないほど高温だからです。

一方のプレートが他方の下へ沈む場所

スライダーを収束型に動かします。今度は、左の海洋プレートが右の大陸と出会います。古い海洋プレートは冷たく高密度ですが、大陸地殻は厚く軽いため、海洋プレートは海溝で下向きに曲がり、マントルへ沈み込みます。これが沈み込み帯です。模型では、スラブが 70 km にわたって滑らかに曲がり、その後は一定の 35° で下へ進みます。

プレート同士は滑らかにすれ違うわけではありません。沈むプレートの上面が上側のプレートに固着し、ひずみが蓄積して、接触面が地震で破壊されます。観測史上最大級の地震の一部は、沈み込み帯で起きました。さらに深い所でも、スラブはその内部で地震を起こし続けるため、地震学者は震源の位置を描くことで、その形をたどれます。この傾斜した地震の帯は和達・ベニオフ帯と呼ばれ、深さ約 670 km に達することがあります。USGS は地表から 70 km までの地震を浅発、70 から 300 km を中深発、それより深いものを深発に分類しています。

沈むプレートから火山ができるしくみ

沈み込むプレートは、単に温度が上がるから融けるのではありません。持ち込むのは水です。海水が海洋地殻に染み込み、鉱物と反応して、蛇紋石などの結晶の内部に水を閉じ込めます。スラブが深くなるにつれ、それらの鉱物が分解して水を放出します。水はスラブの上の高温のマントルウェッジへ上昇し、岩石が融け始める温度を下げます。地質学では、これをフラックス融解と呼びます。

マグマは周囲の岩石より軽いため、マントルウェッジと地殻を上昇し、マグマだまりにたまって、地表へ噴出します。火山は海溝と平行な列、火山弧をつくります。教科書では、スラブが深さおよそ 120 km になる点の上に火山弧を置きますが、世界規模の研究では、火山弧ごとに異なる約 65 から 130 km の深さが見つかっています。模型では 120 km を使っています。傾斜が 35° の場合、スラブは海溝から約 170 km の地点でその深さに達し、そこに半分に切った火山が立っています。アンデス山脈とカスケード山脈は、このようにしてできました。

トランスフォーム断層が固着してからずれる理由

3 つ目の設定はトランスフォーム型です。ここではプレートが垂直な断層に沿って、水平方向にすれ違います。地殻はつくられも失われもしないため、火山はありませんが、地震は多くあります。カリフォルニアのサンアンドレアス断層が有名な例です。USGS は、その長さを約 1,300 km、太平洋プレートが北アメリカプレートと擦れ合って通過する平均速度を年に約 5 cm としています。

断層から遠い所では、プレートは常に動いています。断層の近くでは、摩擦が両側をつなぎ止めています。そのため、その間の岩石は、模型の柵のように曲がります。周期が進むと、柵が曲がる様子が見えます。蓄えられたひずみが摩擦で保持できる限度を超えると、断層は一度にずれ、曲がった岩石は跳ね戻り、それぞれの柵は断層を挟んで食い違った 2 本の直線になります。この跳ね戻りで放出されるエネルギーが地震です。

この考え方は弾性反発と呼ばれます。Harry Fielding Reid は、1906 年のサンフランシスコ地震の後、その地震前の 50 年間にサンアンドレアス断層沿いの地面がどう動いたかを調べ、これを提案しました。その後の GPS 測定は、おおむねこの考え方を支持しています。模型では、ずれを何千倍にも誇張しています。大地震での断層の移動は m 単位で、この縮尺では 1 ピクセルよりはるかに細くなります。

P 波と S 波

断層が破壊されると、2 種類の波が岩石の中を伝わります。P 波は、並んだ人の列を押すように、進行方向に沿って岩石を押し縮め、引き伸ばします。S 波は岩石を横方向に揺らします。P 波の方が速く、必ず先に到着します。文字はそこに由来し、primary と secondary を表します。

模型では、それぞれの波について、どの場所でも一定の速さを使っています。P 波は 6.0 km/s、S 波は 3.5 km/s です。これは上部地殻の代表的な値です。内部表示をオンにすると、地下で 2 つの波面が球として大きくなる様子を見られます。地表の色付きの輪は、それぞれの球が地面に達した位置を示します。

S-P 時間から距離を求める

観測点では各波の到着時刻が分かりますが、地震が起きた時刻は分かりません。それでも、2 つの到着の時間差が距離とともに増えるため、地震までの距離を計算できます。震源までの距離を d とすると、次のようになります。

• P 波の到着 t_P = d / v_P
• S 波の到着 t_S = d / v_S
• S-P 時間 t_S - t_P = d (1/v_S - 1/v_P)

最後の式を変形すると、d = (S-P 時間) × v_P·v_S / (v_P - v_S) になります。ここで使う速さでは、6.0 × 3.5 / (6.0 - 3.5) = 21 / 2.5 = 8.4 km/s です。つまり、S-P 時間の 1 秒が 8.4 km の距離に相当します。学校の教科書や野外の地質調査では、これを 8 km/s に丸めます。この模型の観測点でも意図的に丸めた値を使い、その影響が分かるようにしています。距離は 5 パーセント短く出ます。

係数は岩石によって異なります。よく使われる仮定のように、S 波の速さが P 波の 1/√3 なら、P 波が 6.0 km/s のとき、係数は 8.2 km/s です。実際の地震学では、さらに進んだ方法を使います。波は深くなると速くなり、一部はマントルを通る速い経路を取るため、単一の速さではなく、層状の地球モデルからつくられた走時表を使います。

こうして求める距離は、地下で破壊が始まった点である震源までの距離です。浅い地震では、その真上の地表の点である震央までの距離に近くなります。

3 つの円で震央を求める

1 つの観測点からは距離が分かりますが、方向は分かりません。地震はその周りの円上のどこでも起こり得ます。2 つの観測点で候補は 2 点に絞られます。3 つあれば決まります。

模型では、紙上と同じ描き方で円を描きます。半径は震源までの距離です。地震は地下で起きるため、円は 1 点で接するのではなく重なります。円の組ごとに、2 つの交点を通る直線、共通弦を引きます。3 本の共通弦は 1 点で交わり、その点が震央です。距離が正しければ、この方法は厳密に成り立ちます。それぞれの半径の二乗が、水平距離の二乗を同じ量、深さ² だけ上回るからです。半径そのものの超過分は一定ではありません。震央が分かれば、ピタゴラスの定理から深さが求まります。深さ² = d² - r² で、r は観測点から震央までの距離です。

8 km/s の近似則では円が少し小さすぎるため、黒い十字は赤い輪から数 km 離れた所に来て、深さがまったく求まらないこともあります。地震の位置を動かすと、表示に誤差と推定深さの両方が示されます。

マグニチュードと震度は異なる数値

マグニチュードのスライダーは、地震全体に対する 1 つの数値を変えます。マグニチュードは、破壊が放出したエネルギーの量を表し、どこで測っても同じです。尺度は対数的で、マグニチュードが 1 増えるとエネルギーは約 31.6 倍、2 増えると 1,000 倍になります。Gutenberg と Richter は、放射エネルギーを log₁₀ E ≈ 4.8 + 1.5 M と見積もりました。E の単位はジュールです。M 5.8 では 10^13.5、約 3.2 × 10¹³ J になります。

震度は異なります。人が感じたことや被害から判断し、ある場所で地面がどれほど強く揺れたかを表します。同じ地震でも、震央の近くでは震度が高く、遠くでは低くなり、軟弱地盤は近くの岩盤より強く揺れることがあります。韓国では、I から XII のローマ数字で表す改正メルカリ震度階級で震度を報告します。模型では、地震記録からその考え方が分かります。地震に最も近い観測点が、最も大きな振れを記録します。振れは、おおまかな相対的な大きさにすぎません。距離とともに小さくなり、マグニチュードとともに大きくなりますが、実際の震度計算ではありません。

2016 年の慶州地震と 2017 年の浦項地震

韓国は、プレート境界から遠く離れたユーラシアプレートの内部にありますが、周囲のプレートからの応力は、やはり断層に届きます。韓国気象庁 (KMA) によると、2016 年 9 月 12 日の慶州地震は、KST 20:32:54 に、慶州の南南西 8.7 km、深さ約 15 km で起きました。マグニチュードは 5.8 で、KMA が 1978 年に地震の報告を始めて以来、最大でした。同じ晩の 19:44:32 には、マグニチュード 5.1 の前震がありました。最大震度は VI でした。KMA は、原因を梁山断層帯の断層における水平のずれと考えています。この模型のトランスフォーム型と同じ、横ずれの運動です。

2017 年 11 月 15 日の浦項地震は、KST 14:29:31 に、浦項市北区の北 8 km、深さ約 7 km で起きました。マグニチュードは 5.4 で 1978 年以来 2 番目の大きさ、最大震度も VI でした。2 つの地震のマグニチュードの差は 0.4 で、慶州のエネルギーは 10^(1.5 × 0.4) ≈ 4 倍だったことになりますが、どちらも同じ最大震度に達しました。震度は、放出されたエネルギーだけでなく、深さ、距離、地盤に左右されます。

確かめられる数値

トランスフォーム型で、地震を中央から西へ 20 km、深さ 12 km に置きます。観測点 B は東へ 20 km、北へ 70 km にあるため、震源までの距離は √(40² + 70² + 12²) = 81.5 km です。

8.4 km/s で求めた距離では、共通弦は真の震央で正確に交わり、深さは 12 km と求まります。8 km/s で求めた距離では、交点は 8.5 km 離れ、円が小さすぎて深さを求められません。

ほかにも確かめられます。100 km 離れた観測点には、P 波が 16.7 s 後、S 波が 28.6 s 後に届き、S-P 時間は 11.9 s です。8 を掛けると 95 km です。マグニチュードが 1 増えたときのエネルギー比は 10^1.5 = 31.6 で、0.2 増えるとエネルギーはほぼ倍になります (10^0.3 = 2.0)。

模型で省略しているもの

• 波の速さはどこでも同じです。実際の波は深さとともに速くなり、曲がるため、実際の震源決定では走時表を使います。
• 円は平面上にあり、観測点は海面と同じ高さにあります。実際の震源決定プログラムは、多数の観測点の到着時刻を同時に合わせ込みます。
• 3 種類の境界は別々です。実際の地球では、トランスフォーム断層はふつう海嶺の部分同士を結び、プレートはさまざまな角度で接します。
• 火山、柵、断層のずれは実際より大きく描いています。それ以外はすべて実縮尺です。
• 融解は前面の経路として示しています。実際のマグマは、割れ目や多孔質の岩石を通り、何千年もかけて移動します。

断層面積からモーメントマグニチュードへ

マグニチュードの操作は、描かれた断層の大きさを変えません。数値を物理的な破壊と結び付けるため、地震学者は地震モーメント M₀ = μ A D を使います。ここで μ は、岩石の剛性をパスカルで表すせん断弾性率、A はずれた断層の面積で単位は平方メートル、D は平均すべり量で単位はメートルです。結果の単位は N m です。これはジュールと同じ次元ですが、地震モーメントは地震波として放射されるエネルギーではありません。破壊時の仕事の多くは、摩擦熱や岩石の破砕に使われます。

仮定の例として、μ = 300 億 Pa、長さ 10 km、幅 8 km の断層部分、平均すべり量 0.5 m を考えます。まず面積を換算します。10,000 × 8,000 = 80,000,000 m² です。すると M₀ = 30 × 10⁹ × 80 × 10⁶ × 0.5 = 1.2 × 10¹⁸ N m です。USGS は、モーメントの単位が N m の場合、モーメントマグニチュードの関係を Mw = (2/3)[log₁₀(M₀) − 9.1] としています。代入すると Mw ≈ (2/3)(18.079 − 9.1) ≈ 5.99、約 6.0 です。モーメントを dyne cm で表す場合、定数は 16.1 になるため、単位を伴わずに式を写すと、答えを大きく誤ります。

すべり量だけを倍にすると、モーメントは倍になりますが、Mw の増加は (2/3) log₁₀ 2 ≈ 0.20 にとどまります。断層の長さと幅を両方倍にすると、面積は 4 倍になり、約 0.40 増えます。この破壊例の 3 つの寸法をすべて 2 倍にすると、モーメントは 8 倍になり、約 0.60 増えます。マグニチュードが 1 増えるには、10^1.5 ≈ 31.6 のモーメント比が必要です。この比は表示に使う放射エネルギーの近似関係にも現れますが、モーメントとエネルギーを交換可能な測定値にするものではありません。

上に挙げた慶州と浦項の数値は KMA のカタログのマグニチュードであり、説明なく Mw と呼び替えてはいけません。マグニチュードの算出方法が異なれば、信号の異なる部分を測ります。マグニチュードは観測者の位置ではなく震源を表すためのものですが、推定値は機関によって異なり、新しいデータが届くと改訂されることがあります。また、振幅が 10 倍という則も、すべての建物で揺れが 10 倍になることを保証しません。機器の応答、波の周期、その場所の地盤のすべてが関係します。

VEI の数値が測るもの

火山噴火に地震のマグニチュードはありません。Chris Newhall と Steve Self が 1982 年に導入した火山爆発指数 (VEI) は、噴出した破片の体積に噴煙の観測やその他の証拠を合わせて、爆発的噴火を比較します。まとめてテフラと呼ぶ破片には、火山灰や、より大きな塊が含まれます。これは、ばらばらに噴出した物質の体積であり、単に地下の固体状のマグマだまりの体積ではありません。

目安になる体積の下限は、VEI 4 が 0.1 km³、VEI 5 が 1 km³、VEI 6 が 10 km³ です。1 立方キロメートルは 10 億 m³ です。その体積を 1,000 km² に一様に広げると、厚さ 1 m の層になります。これは算術的な例示であり、火山灰の予測図ではありません。風が粒子を選り分け、堆積物は距離とともに薄くなり、谷に灰が均等にたまるわけでもありません。VEI 2 以上では、隣り合う体積区分は通常 10 倍ずつ異なり、地震のマグニチュードが 1 増えるときの約 32 倍のエネルギー比とは異なります。最も低い区分の間隔は、これとは異なります。

USGS は、VEI 5 の例として 1980 年のセントヘレンズ山の噴火、VEI 6 として 1991 年のピナトゥボ山の噴火を使っています。これらは、単一の整数に符号化された厳密な体積測定値ではありません。噴火の継続時間も関係します。パリクティン山は 9 年間で約 1.3 km³ の火山灰や破片を噴出しましたが、その長期活動は 1 回の激しい爆発的事象ではなかったため、VEI 4 とされています。水分量や大気の状態が上昇に影響するため、噴煙の高さだけでも不十分です。

VEI は、その場所の危険度を表す点数ではありません。VEI が低い溶岩流でも、その進路上の集落を破壊し得ます。大規模な爆発的噴火は、火山灰を火山体のはるか遠くへ運び、高温のガスと破片の混合物は近くの斜面を脅かします。この展示の半分に切った火山は、スラブの水からマグマに至る経路を説明します。VEI の操作、火山灰の拡散計算、避難地図はありません。その円錐の大きさを、次の噴火の予測として読むことはできません。

異なる尺度で見る東北地方太平洋沖地震とピナトゥボ山

2011 年 3 月 11 日、東北地方太平洋沖地震は、東北地方沖の沈み込み境界で破壊を起こしました。JMA の地震概要は、マグニチュード 9.0、深さ 24 km、逆断層型のメカニズムを報告しています。JMA の最大震度は 7 と記録されています。この 7 は日本の震度階級に属し、韓国についての説明で使った 12 階級の改正メルカリ震度階級ではありません。異なる震度階級の数字を合わせても、有効な比較にはなりません。

収束型の表示は、その状況の理解に役立ちます。プレート境界面は、周囲の岩石が変形する間も固着し続け、その後、大きな破壊ですべることがあります。しかし、赤い点は開始点にすぎません。実際の巨大地震は断層面に沿って広がり、その震源はすべてを瞬時に放出する数学的な点ではありません。海底の変位は津波も発生させ得ます。津波は、緑色の S 波の球ではなく、水の波として進みます。この展示には津波の計算はありません。ブロック上の観測点に波面が届いても、海岸への津波の到着を示すわけではありません。

ピナトゥボ山は、局所的な出来事が遠方へ影響を与える別の方法を示します。クライマックス期の大噴火は、1991 年 6 月 15 日にフィリピンで起きました。USGS は、成層圏に注入された二酸化硫黄を 2,000 万トン近く、一時的な世界の冷却を約 0.5°C と報告しています。ガスは太陽光を散乱する硫酸塩エアロゾルの液滴になり、長く続く気候への影響は、単に火山灰で空が暗くなることではありません。Parker らは、1992 年半ばの数か月間に最大 0.5°C の地表の冷却を認め、1994 年までには影響が目立たなくなったとしています。この時間的な変化は重要です。地球の温度を恒久的に下げたのではなく、一時的な変動でした。

これらの例は、測定値と結果も区別します。東北地方太平洋沖地震のマグニチュードは地震の震源を表し、津波は海底の運動や水深に左右されます。ピナトゥボ山の VEI は爆発的な噴火を表し、冷却は成層圏に達する硫黄に大きく左右されます。マグニチュードも VEI も、単独では犠牲者、建物の被害、気候の応答を決めません。模型の操作はしくみを切り分けますが、実際の事象では、地理的条件や被害を受けやすい地域社会が組み合わさります。

揺れより先に警報が届くしくみ

地震早期警報は、すでに始まった破壊を検知します。将来の地震の日付を予測するものではありません。KMA は、より速い P 波を使い、より被害をもたらす揺れが到着する前に知らせると説明しています。USGS ShakeAlert も同様に、センサーのデータを組み合わせて震源と予想される揺れを推定し、警報を配信する協力先へ情報を渡します。通信信号は地震波よりはるかに速く伝わりますが、十分なデータの記録とメッセージの配信には、それでも時間がかかります。

模型の速度を使って、仮定の所要時間を考えます。震源から 20 km の検知観測点は、20/6 ≈ 3.3 s 後に P 波を受け取ります。さらに処理とメッセージ配信に 4 s かかるとします。警報は、発震時から約 7.3 s 後に利用者へ届きます。震源から 100 km の利用者には、模型の S 波が 100/3.5 ≈ 28.6 s 後に届くため、警報から S 波到着まで約 21.3 s あります。仮定した 4 s は、KMA、ShakeAlert、電話網についての約束ではありません。

同じ震源からわずか 15 km の利用者では、S 波は約 4.3 s 後に、例の警報が用意できる前に届きます。これが震源近くでの警報の限界です。システムが稼働していても、破壊に最も近い人には事前の知らせを届けられないことがあります。大きな震源は成長にも時間がかかるため、最初のマグニチュード推定が最終的な破壊を表さないこともあります。JMA は、最寄りの観測点で最初の P 波を検知してから 8.6 s 後に、東北地方太平洋沖地震の警報を発表したと報告しています。これは検知から発表までの時間であり、すべての住民に 8.6 s の猶予があったという保証ではありません。

この展示の距離円は、S-P 法による震源決定を示すため、S 波の到着を待ちます。実際の警報システムは、危険にさらされるすべての場所に被害をもたらす波が届くまで、警報の判断を待つことはできません。教室での円の作図と迅速な実用上の警報は、関連していても異なる問題を解きます。警報が届いたら、その地域の最新の緊急時の指針に従ってください。この表示は緊急情報サービスではありません。

操作を使った実験

距離の実験では、境界でトランスフォーム型を選び、震央の東西位置を −20 km、震源の深さを 12 km にし、距離円を有効にします。再生によって S 波が観測点に届いたら、観測点 B を上の計算と比べます。その S-P 時間差は約 9.7 s です。8 を掛けると 77.6 km、8.4 を掛けると直線距離の約 81.5 km になります。黒い十字は丸めた係数に基づく推定であり、2 つ目の地震ではありません。画面には厳密な 8.4 の解へ切り替える機能はなく、その比較はこのページ上の計算です。

エネルギーの実験では、震央と深さを固定し、マグニチュードを 5 から 6 に上げます。エネルギー表示は約 2.0 × 10¹² J から 6.3 × 10¹³ J へ、約 31.6 倍に変わります。コードでは波の速さがマグニチュードに依存しないため、P 波と S 波の到着時刻は変わりません。地震記録が描画の上限に達した場合、見える高さからエネルギー比を復元することはできません。記録は模式的な波形であり、較正された加速度計ではありません。

深さの実験では、水平位置を固定したまま震源の深さを増やします。内部表示では、地表の下で広がる球が見えます。観測点が震源から遠くなるため、両方の到着が遅れ、S-P 時間差も増えます。深さによって震央が東西に動くわけではありませんが、丸めた係数による位置推定はずれることがあります。深さの推定値がない場合、近似距離で合わせ込んだ深さの二乗が負になったことを意味し、実際の地震が地上で起きたことを意味するわけではありません。

最後に、境界をトランスフォーム型から収束型へ変えます。この操作では、選んだ境界に典型的な位置へ地震も移動するため、座標を変えない対照比較にはなりません。到着時刻を比べる前に、新しい深さを読んでください。これらの実験は、意図的な模型の仮定を測定誤差から区別し、画面上の操作と展示で模擬していない機能を分けます。

地球断面：曲面上でも同じプレート

上のブロックは幅が 440 km しかなく、地球の曲率が見えないほど小さなものです。地球断面をオンにすると、曲率が現れる縮尺でプレートを見られます。断面は、地球の平均半径 6,371 km を持つ球の切片で、幅は弧の角度で 40 度、地表に沿って約 4,450 km、深さは 1,000 km です。何も引き伸ばしていません。曲面の中央は、両端を結ぶ直線より 384 km 高く、その膨らみは単に地球の形です。

深部では 2 つの境界が断面を横切ります。410 km と 660 km でマントルの鉱物がより高密度の形に変わり、その間には遷移層があります。これらの深さは、地球の層の展示と同じ予備的地球基準モデル (PREM) に基づいています。

断面には左から右へ、中央海嶺、海嶺から離れて冷えるにつれ厚くなる海洋プレート、表示範囲の下から上昇するホットスポットのプルーム、プレートが下へ曲がる海溝、大陸が描かれています。沈むプレート、スラブは傾斜を 50 度まで増し、その後、遷移層で平らになり、上面は 550 km 付近、下面は 660 km 境界のすぐ上にあります。この模型では、スラブは 660 km より上にとどまります。

スラブ内の赤い点は地震です。大部分は海溝近くの浅い地震で、少数が深い地震です。深発地震は、周囲のマントルより低温で硬いまま沈むスラブの内部で起きます。実験室の一覧で最も深いものは、深さ 631 km、モーメントマグニチュード 8.2 の 1994 年ボリビア北部地震と、深さ 598 km、8.3 の 2013 年オホーツク海地震です。断面の点は分布の特徴を示すために描いたもので、カタログから取ったものではありません。

火山弧の火山は、スラブ上面の深さが約 100 km となる所にあり、この模型では海溝から 231 km 離れています。スラブから放出される水が、その上のマントルウェッジの融点を下げ、融液が柱状に地表へ上昇します。火山自体の高さは数 km で、この縮尺で見るには小さすぎるため、小さな円錐で位置を示しています。

実験室の実際の地震

ステージの下の実験室には 37 の地震が並びます。それぞれの数値は単一の出典、米国地質調査所 (USGS) の ANSS Comprehensive Earthquake Catalog (ComCat) に基づきます。マグニチュードとその種類、深さ、緯度と経度、UTC での発震時刻、カタログにあれば ShakeMap の最大震度です。一覧は展示のあらゆる種類の環境を含みます。1960 年チリのバルディビア地震、観測史上最大のモーメントマグニチュード 9.5、1964 年アラスカ地震の 9.2、2011 年東北地方太平洋沖地震の 9.1 などの沈み込みの地震、2015 年ネパールのゴルカ地震の 7.8 などの衝突の地震、1906 年サンフランシスコ地震の 7.9、2023 年トルコ南東部のパザルジュク地震の 7.8 などのトランスフォーム型の地震、アイスランドやアファール地溝の発散型の地震、1995 年兵庫県南部地震 (阪神・淡路大震災) の 6.9 などのプレート内の断層の地震です。

地震を選ぶと、上のブロックは、その地震が起きた境界の種類、深さ、マグニチュードに設定されます。ステージの操作範囲はマグニチュード 3 から 8、深さ 2 から 120 km のため、マグニチュード 9.5 の地震は 8 で表示され、カードにもそう記されます。韓国の地震のようにプレート境界上でない地震は、プレート内部の断層として示されます。ブロックはトランスフォーム型の横ずれ断層を借り、表示はプレート内部の地震だと示します。深発地震では、代わりに地球断面がオンになり、スラブ上にその深さが示されます。

マグニチュードの種類は重要です。Mw は断層すべりの規模から計算するモーメントマグニチュードで、Mww、Mwc、Mwb は、記録した波の異なる部分から計算する Mw の仲間です。実験室の世界地図には、Natural Earth の海岸線上に各地震の発生位置が描かれます。

1 つの地震、2 つのマグニチュード

韓国の地震では、実験室に 2 列が表示されます。韓国気象庁 (KMA) は、2016 年の慶州本震を深さ約 15 km、マグニチュード 5.8、2017 年の浦項地震を深さ約 7 km、5.4 としています。USGS のカタログでは、同じ 2 つの地震が、深さ 13 km、モーメントマグニチュード 5.4 と、深さ 10 km、5.5 になっています。

どちらの機関も間違いではありません。KMA は、震源に近い韓国の地震計から計算したローカルマグニチュードを報告し、USGS のモーメントマグニチュードは、世界各地で記録した長周期の波に基づきます。多数の地震では 2 つの尺度は平均的に一致しますが、個々の地震ではコンマ数程度の差が出ることがあります。震度も同じように出典で異なります。慶州では、USGS ShakeMap の最大震度は 6.7 で VII と記され、KMA は VI と報告します。浦項では、ShakeMap は 6.8 で、これも VII、KMA はやはり VI です。カードは両方を並べて示します。そのため、ニュース、KMA のページ、USGS のページで、同じ事象の数値が異なることがあり、慎重な比較では必ず機関とマグニチュードの種類を示します。

震度階級と地動加速度

震度は、ローマ数字で記す 12 階級で測定します。改正メルカリ震度階級に基づく KMA の表では、各階級の説明と、最大地動加速度および最大地動速度の範囲を示します。階級 II は g の 0.07 %、階級 V は 2.56 %、階級 VI は 6.86 %、階級 XI は 314 %から始まります。表は実験室にあり、そこの英語の説明は、USGS の改正メルカリ震度の要約した文章に従っています。

地震を選ぶと、実験室はその ShakeMap の最大震度を表の中で点灯させます。2013 年のオホーツク海地震を、同程度の規模の浅い地震と比べます。マグニチュード 8.3 でも深さが 598 km のため、最大震度は約 4.9 にとどまりました。波が地表に達するまで 600 km の岩石を通って広がったためです。一覧のマグニチュード 7.5 から 8 の浅い地震は、震度 8 や 9 に達します。

表の隣のエネルギー計算機は、ステージの表示と同じ関係、log E = 1.5 M + 4.8 を使います。1.0 異なる 2 つのマグニチュードでは、エネルギーは 10 の 1.5 乗、約 32 倍異なり、地震計の振れは 10 倍異なります。

自分で震央を求める

震央実験では、ブロックの下、深さ 5 から 25 km のどこかに地震を隠します。3 つの地震記録には、すでに P 波の到着が示されています。各観測点で、緑色の線が最初の大きな S 波の振れに重なるまで、S-P 時間をスライドさせます。すると実験室は、その観測点を中心に、S-P 時間に 8.4 km/s を掛けた半径の円を描きます。この係数は、この模型の P 波と S 波の速さに対する 6.0 × 3.5 ÷ (6.0 − 3.5) です。ステージの地震記録では、教室の近似則のように 8 に丸めます。

円同士が最も近づく所で地図をタップすると、実験室は本当の震央からの距離を示します。円は単一の点では交わりません。半径は地表の下にある震源までの直線距離なので、それぞれの円は地面に沿った距離より少し大きくなります。10 km 以内に入れば、3 本の S 波の線をすべて約 1 秒の精度で読めたことになります。

深い海で津波が速い理由

津波は、海の深さよりはるかに長い、波長が数百 km の波です。このような波の速さは水深だけで決まり、c = √(g h) です。g は 9.81 m/s²、h は水深です。水深 4,000 m の海では 198 m/s、713 km/h で、NOAA が説明するようにジェット機に近い速さです。その速さでは、波は 1,000 km を約 84 分で進みます。沿岸の水深 100 m では約 113 km/h に減速し、水が積み上がります。

KMA の、韓国東海岸で観測された津波の表で、この考えを確かめられます。2024 年 1 月 1 日 KST 16:10 の、マグニチュード 7.6 の能登半島地震の後、第一波は 80 分後の 17:30 に鬱陵島、17:59 に束草、18:03 に墨湖、19:14 に浦項、19:45 に釜山へ達しました。鬱陵島は USGS の震央から直線で約 560 km です。平均速度は約 420 km/h となり、水深約 1,390 m の海の津波の速さに相当します。実際の経路は直線より長いため、実際の速さはもっと高くなります。より浅い海の背後にある南岸の港には、遅れて到着しました。実験室には、1993 年と 1983 年の日本海の津波 (韓国名は東海)についても同じ表があります。

KMA は、マグニチュード 6.0 以上の海底地震で、韓国の海岸に 0.5 m から 1.0 m の波が予想される場合には津波注意報、1.0 m 以上では津波警報を、地震から 10 分以内に発表します。

3 種類の火山の形と噴火一覧

実験室の噴火一覧には 41 の噴火があり、すべて単一の出典、スミソニアン協会の Global Volcanism Program (GVP) データベース Volcanoes of the World に基づきます。それぞれについて、GVP による火山の形態とテクトニックな環境、山頂の標高、噴火の開始日、火山爆発指数 (VEI) を示します。

マウナロア山 (4,170 m) などの盾状火山は、流れやすい玄武岩質溶岩でつくられ、幅広く緩やかです。富士山 (3,776 m) などの成層火山は、粘りが強くガスに富むマグマに由来する溶岩の層と火山灰からなる急な円錐で、沈み込み帯の上の火山弧の大部分をつくります。カルデラは、大噴火の後に、空になったマグマだまりへ地面が落ち込んで残る盆地です。オレゴン州のクレーター湖は、約 7,700 年前にマザマ山が噴火したとき、このようにしてできました。GVP の一覧では VEI 7 です。噴火を選ぶと地球断面がオンになり、その種類の火山ができる場所へ移動します。沈み込み帯なら火山弧、地溝帯なら海嶺、プレート内ならプルームです。

VEI は、1982 年に Chris Newhall と Stephen Self が提案しました。VEI 0 では、噴火が放出する火山灰や岩石は 10,000 m³ 未満です。VEI 1 は 10 の 2 乗の幅を持ち、VEI 2 以降は各段階で 10 倍になります。したがって VEI 4 は約 0.1 km³、VEI 5 は約 1 km³ (1980 年のセントヘレンズ山)、VEI 6 は約 10 km³ (1991 年のピナトゥボ山)、VEI 8 は少なくとも 1,000 km³ です。GVP は、946 年 11 月に始まった白頭山 (長白山) の噴火を VEI 6、1812 年に始まり 1815 年に終わったタンボラ山の噴火を VEI 7 としています。2021 年 12 月に噴火が始まったフンガ・トンガ・フンガ・ハアパイは VEI 5 です。

一覧には、1002 年と 1007 年に記録された済州島の 2 つの噴火もあります。これらは歴史記録からのみ知られ、『高麗史』(1451) と『高麗史節要』(1452) が記しています。2019 年の大韓地質学会誌の研究は、1002 年の記録を島の 4 か所からの溶岩の湧出、1007 年の記録を兄弟島付近、または海底での海中噴火と読み取っています。島で最も新しい火砕丘の年代を調べた 2016 年の研究では、1,000 年ほど前という新しい火山は見つかりませんでした。GVP は両方を、VEI のない報告観測として掲載し、実験室のカードは、日付が歴史記録に基づくと記しています。

公的な指針がある場所

この展示は、地震、津波、火山のしくみを説明します。それらが起きたときに何をすべきかは示しません。その指針は公的機関が公開しています。韓国では、行政安全部の内容に基づく KMA の地震・火山の安全ページと、同省の国民災害安全ポータル、米国では USGS Earthquake Hazards Program です。実験室にはそれらへのリンクがあり、冒頭には、警報の情報源ではなく学習用の模型だと記しています。