日式震度的前世今生

第一代的震度标准(1884年.明治十三年)

由1872年开始,日本就已经使用地震计来观测和纪录地震的波动,但当时日本全国未有比较统一的标准去形容地震摇晃的强度。有见及此,当时担任「内务省地理局第四部 验震课长」的关谷清景向日本国内600个群役所颁佈《地震报告心得》的文书,要求群役所在地震观测报告上报的时候统一以「微震」、「弱震」、「强震」和「烈震」这四个阶级再加上一些简短的解说文去形容地震时当地的震感。

例如「微震」则可能会写下:「仅少数人感觉到地震」,这就是日本震度标准的雏型。

 

代表性的地震活动:

  • 浓尾地震(1891年):M 8.0.烈震(相当于目前的震度7)
  • 庄内地震(1894年):M 7.0.烈震(相当于目前的震度7)
  • 明治三陆地震(1896年):M 8.2 ~ 8.5.强震(相当于目前的震度4)
  • 陆羽地震(1896年):M 7.2.烈震(相当于目前的震度7)

 

第二代的震度标准(1898年.明治三十一年)

由1898年开始,在「微震」、「弱震」、「强震」之前分别追加「微震(无感)」、「弱震(震感较弱)」、「强震(震感较弱)」三个新的等级,并且开始使用数字「震度0」~「震度6」来代表他们的阶级。同时,一度免除了群役所在报告上写简短解说的必要性,直至1908年(明治四十一年)把解说文復活。

到1936年(昭和十一年),气象厅决定了「地震观测法」,把「微震(无感)」、「弱震(震感较弱)」、「强震(震感较弱)」的名称改称「无感」、「轻震」、「中震」,对应的数字阶级由阿拉伯数字「震度0」至「震度6」,改成罗马数字「震度0」至「震度Ⅵ」。

除了一系列震度阶级的改革,日本在这段期间亦积极地广泛增加地震计以观测地震。根据气象厅的资料,官方(即气象官署)以及非官方(民间委托)观测点数量于1904年达到1437个。

代表性的地震活动:

  • 大正关东地震(1923年):M7.9 ~ 8.2.震度6(一部份地方达到震度7)
  • 昭和三陆地震(1933年):Mw 8.4.震度5
  • 鸟取地震(1943年):Mj 7.2.震度6(部份地区达到震度7)
  • 昭和东南海地震(1944年):Mw 8.2.震度6(部份地区达到震度7)
  • 三河地震(1945年):Mj 6.8.震度5(部份地区到震度7)
  • 昭和南海地震(1946年):Mw 8.4.震度5
  • 福井地震(1948年):Mj 7.1.震度6(目前基准下的震度7)

 

第三代的震度标准(1949年.昭和二十四年)

1948年福井地震的大震过后,开始有声音认为「震度6」作为震度标准的上限并没办法描述一些受灾特别严重的地域,例如当时一些房屋倒塌率达90%的地区。于是气象厅在翌年正月(1949年)修改了「地震观测法」的内容,增设了「震度7(激震)」这一个新的阶级。但新的这一阶级与前面的阶级并不同,须气象厅的官员在事后到达现场进行实地调查,确认达到设定的「房屋倒塌率达30%」这一客观标准才能判定。

另外,为了便宜上判断是否需要作出海啸予报,气象厅亦分别为「震度4」和「震度6」加入体感状况的说明,后来在1978年于所有的阶级都加上体感说明。

 

第三代的震度标准下的技术提升机械化

虽然各处都设有地震计,不过这段时间的震度判定其实仍然由观测员根据自身的体感和观测建筑物的受损情况,从震度标准中订立的指南主观地决定地区震度,这一系列操作下从地震發生到發表各区震度需时超过十分钟。另,期间还有过千个委託观测站因为整顿等遭废弃,只剩下百馀所的气象官署进行震度观测。

以上种种原因导致了震度的精准度、情报發佈速度不足,达「震度5」以上的地区震害程度不符等的状况。因此,日本气象厅于1985年开始讨论利用自动化的震度观测器具进行震度监测以及客观判定的可行性,并于三年后正式开始用震度计进行试验性质的自动化机械监测。

 

代表性的地震活动:

  • 十胜冲地震(1952年):Mw 8.2.震度6
  • 新潟地震(1964年):Mw 7.6.震度5
  • 三陆冲北部地震(1968年):Mj 7.9.震度5
  • 日本海中部地震(1983年):Mw 7.7 ~ 7.9.震度5
  • 北海道南西冲地震(1993年):Mw 7.7 ~ 7.8.震度6
  • 北海道东方冲地震(1948年):Mj 8.2.震度6
  • 三陆遥冲地震(1994年):Mw 7.7 ~ 7.8.震度6
  • 坂神淡路大震灾(1995年):Mj 7.3.震度7

 

第四代的震度标准(1996年~现在)

于平成初期(1989 ~ 1995年)的数起大地震浮现出两个较严重的问题,包括「震度5」、「震度6」间震害不一,还有坂神.淡路大震灾(学名:兵库县南部地震)时因为需要实地调查而造成「震度7」的判定费时失事,气象厅最终在1996年4月1日正式进行大规模改革。

为了避免民众因为震度阶级的改动造成不适应,便将原本的「震度5」、「震度6」拆分成「震度5弱」、「震度5强」、「震度6弱」、「震度6强」四个等级,并废除微震、轻震等的名称。除此之外,气象厅亦完全废除使用体感观测和实地调查机动班来判定震度,把这项需要客观情报的工作移交至当时数百个强震计。

从强震计中测得的摇晃度将会根据加速度和加速度的持续时间转化为一个简单的数字,四捨五入后成为相应的震度。例如:计测震度3.6为「震度4」、计测震度5.2为「震度5强」、计测震度6.3为「震度6弱」、计测震度6.5以上为「震度7」。

直至现在,震度观测点已经由1993年的300个增长至超过4200个复盖日本的国土,当中包括防灾科学技术研究所佔800个、地方公共团体佔2800个。

 

第四代的震度标准下的再完善

有鑑于千禧年以后發生的一些灾害性大地震,有地区因为长周期地震动出现与震度阶级所描述不符的受损状况,为了补足这一缺点,气象厅于2013年制定了一个平行于现有震度标准、四级制的「长周期地震动阶级」,用以描述一地区的建筑物受长周期地震摇晃的严重性,并正式于2019年使用。

 

代表性的地震活动:

  • 鸟取西部地震(2000年):Mj 7.3.震度6强(防灾研录得震度7)
  • 平成十胜冲地震(2003年):Mw 8.0 ~ 8.3.震度6弱(防灾研录得震度6强)
  • 新潟中越地震(2004年):Mj 6.8.震度7
  • 新潟中越冲地震(2007年):Mj 6.8.震度6强(柏崎刈羽核电站录得震度7)
  • 东日本大震灾(2011年):Mw 9.0 ~ 9.1.震度7
  • 熊本地震前震(2016年):Mj 6.4.震度7
  • 熊本地震本震(2016年):Mj 7.3.震度7
  • 北海道胆振东部地震(2018年):Mj 6.7.震度7

千岛海沟的地震活动与潜在威胁简介

地质背景

 

千岛海沟」,又名「千岛—勘察加海沟」,位处于西北太平洋,太平洋板块在这裡以每年75至90毫米的速度隐没至鄂霍次克海板块(属于北美板块的一部份)之下,形成这条微弯的隐没带。

它的东北侧从连接着阿留申海沟的俄罗斯勘察加半岛科曼多尔群岛,沿着千岛群岛南岸往西南方向延伸,一直到日本北海道东南沿岸接壤日本海沟,总长度达2900公里。其海沟的水深大部份达7000米以上,最深的地方则达9500米以上。

在千岛群岛南部,这种以斜角形式进行的隐没作用造成岛弧除了会發生普通的逆冲断层地震(例:1995年千岛群岛地震)之外,还有一些平行于海沟线的横移型地震(例:1994年千岛群岛地震)。同时,因为千岛海沟南面部份的斜角隐没作用,它的最西南端与日本海沟的最东北端發生碰撞,造成日向山脉的隆起,以及北海道一些西北—东南向的地震。

始自北纬44度,普通的俯冲主导了其隐没形式清晰展现了一个深度延伸到650公里的「和达—班尼奥夫带」;另外,隐没的角度也从南部的55度减少至北部的35度。

 

地震活动小汇总

 

身为环太平洋火山带的一员,千岛海沟的地震活动非常活跃。根据美国地质勘探局的资料,千岛海沟自1900年有纪录起發生超过10次震级超过8.0的巨大地震、90次以上震级超过7.0的大地震,在其中亦有深层地震。

当中最强的一次地震發生于北京时间1952年11月5日,震源在勘察加半岛东部外海,深度约22公里,矩震级达到Mw 9.0,是自1900年以来观测史上第五强的地震。地震后产生的海啸横扫了震中附近的沿岸,另一头就横跨太平洋先后到达夏威夷群岛、阿拉斯加州、加州等沿岸。

另外值得一提的是,千岛海沟也在2013年5月24日發生了观测史上最强的深源的地震,震级为Mw 8.3,震源位于鄂霍次克海,深度接近600公里。这场地震因为其深度,即使远至日本北海道、鹿儿岛也分别能录得震度3、震度1的摇晃;更远的中国重庆录得烈度Ⅳ度、哈萨克阿特劳录得烈度Ⅴ度、甚至连俄罗斯国土另一端的莫斯科也有Ⅲ度的烈度。

 

各区块的历史活动与潜在威胁

 

千岛海沟最北端勘察加半岛的部份,除了1952年的超巨大地震外,公元1737年亦發生了一个规模同等或以上的超巨大地震(推估震级Mw 9.0 ~ 9.3)。另外根据海啸堆积物的调查,在距今7000年内总共有50个大海啸的痕迹。

 

千岛海沟南端的部份,根据日本的「地震调查研究推进本部」(下称地震本部)的研究,又将其分成以下几种孕震的模型……

  • 十胜外海地震
  • 根室外海地震
  • 色丹岛与択捉岛外海地震
  • 十胜至捉捉岛的海沟轴地震
  • 隐没板块内的浅层地震
  • 隐没板块内的深层地震
  • 连动型地震

 

十胜外海地震,被定义为北海道十胜地方外海的板块边界型地震,最新模型提供的潜在震级为Mw 8.0 ~ 8.6。自1839年起总共發生过三次,分别在1843年、1952年、2003年,从三个活动推算出平均周期为80年左右,未来30年的發生机率大约7%。

 

根室外海地震,被定义为北海道根室地方外海的板块边界型地震,最新模型提供的潜在震级为Mw 7.8 ~ 8.5。自1839年起总共發生过三次,分别在1843年、1894年、1973年,从三个活动推算出平均周期为65年左右,未来30年的發生机率大约70%。

 

色丹岛与択捉岛外海地震,因为历史活动的震源域不确定性比较大,因此地震本部囊括了色丹岛外海和択捉岛外海两者的板块边界型地震,最新模型提供的潜在震级为Mw 7.7 ~ 8.5。自1839年起总共發生过五次,分别在1893年、1918年、1963年、1969年、1995年,未来30年的發生机率大约60%。

 

另外,这三个区块亦可以發生比较小的地震,潜在震级介乎7.0至7.5之间。这种震级小一圈的地震活动当然活动间隔亦比较短,无论在十胜.根室外海区块、还是色丹.択捉外海区块,自从1976年起均發生过三次,计算出未来30年發生概率分别是80%和90%。

 

十胜至捉捉岛的海沟轴地震的活动预测,是根据邻近的日本海沟有类似的海啸地震活动,从而推断千岛海沟亦有其潜在风险,最新模型提供的潜在震级为Mt 8.0左右。

 

隐没板块内的地震亦分成较浅层(深度50公里左右)和较深层的地震(深度100公里左右)来进行活动预测。

较浅层的板块内地震自1839年起發生过两次,潜在的最大震级可达到Mw 8.4,未来30年發生机率30%;

较深层的板块内地震自1900年起發生过三次,潜在的最大震级可达到Mw 7.8,未来30年發生机率50%。

 

连动型地震泛指由十胜外海到択捉岛外海之间的多个断层区块进行连动破裂,根据不同的破裂形式、涉及的震源域范围和断层滑动量可计算出不同的潜在震级,介乎在Mw 8.8 ~ 9.3之间。透过从海啸堆积物进行年代分析,这样特别巨大的海啸在6500年內共發生过十八次,在五世纪、九世纪、十三世纪、十七世纪均有發生,平均活动周期是340~380年左右。

其中十七世纪的最后一次活动有可能是来自「1611年庆长三陆地震」,由于已距今400年有馀,被认为是具迫切性的一种潜在威胁。

台湾地区实行新震度分级制度

何谓震度

震度,就是一场地震在某一个地点下所感受到的震感或者摇晃程度,在台湾地区和日本以外使用汉字的国家或地区则是使用「烈度」这个词语。

如果将地震比喻为发亮的灯泡的话,描述地震强度所使用的「震级/规模(Magnitude)」就像是输入到灯泡的能量,而描述一地震感所使用的「震度/烈度(Intensity)」则是一个人站在某一个位置下所能看到灯泡的亮度。从以上的比喻可以理解,一场地震大抵上只会有一个震级的数值(※注),但是震度或烈度则会随着地点与震源的距离、所在地的地质条件等有不同的数值。

※注:震级可能因为机构所使用的大数据或计算方式不同而得出不尽相同的结果,但总体上相差不会太大。

 

台湾地区目前的震度制度

台湾地区最初是沿用日本1936年至1948年时所使用的震度分级,这一版本共分成八个等级,由「震度0级」至「震度6级」,使用最大地动加速度(PGA,单位为gal)作为直接换算。

不过1999年9月21日发生了集集大地震,政府在震后发现「震度6级」的范围太广,不利于快速研判灾害状况以派遣救灾部队,因此气象局当时设400 gal为其上限,并新增「震度7级」,从2000年8月开始使用至今。

 

新的问题

由于目前的方法是利用地震波形裡面最大的地动加速度直接换算成震度,意味着即使其加速度只维持了一瞬间,不足以对建筑物产生严重的损害都能达到获得很高的震度评价,如此情况反而造成一些灾情上的误判,继而浪费了宝贵的救灾力量。

其次是目前的震度5(80 – 250 gal)和震度6(250 – 400 gal)的范围仍然很广,使政府无法在这个范围内研判哪些地方比较严重。这一点,日本在1995年坂神大地震后也曾面对过这个问题,并于1996年对震度阶级实行了改革。

 

改革点

有见及此,台湾方面在分级方面参考了日本于1996年实施的震度阶级改革,于本年(2019年)决定在「震度5」和「震度6」这两个等级中细分为「震度5弱」「震度5强」「震度6弱」「震度6强」,以解决其范围太广的问题。

 

另外,从「震度5弱」开始不再以最大地动加速度作为单一标准,转为使用地动速度PGV)作为主要的标准来判定等级,希望新的制度能更贴近实际的灾情,便于分配救灾力量。

 

与日本震度阶级的分别

虽然表面上新版本的分级与日本一样,但是在计算出震度的方式则是不同的,日本则是理解到同一个加速度于不同的持续时间下对于建筑的损伤有轻重之分,所以计算震度时是同时利用地震持续时间加速度这两个元素。

地震小科普:常用震级介绍

前言

我们经常在报章或者新闻报导中听到某次地震的强度是「里氏9.0级」,到底「里氏」是什麽东西?是怎样决定地震强度呢?其实我们在不知不觉下已经吸收到错误的知识!各位读者们不妨在读完本文后仔细想想我这句话是什麽意思吧。

 

近震震级(Local Magnitude, ML)

近震震级,在1935年由两位来自美国加州理工学院的地震学家芮克特(Richter)和古腾堡(Gutenberg)共同制定的。近震震级在不同地方有不同的称呼,大陆地区主要称呼为「里氏震级」、港澳地区主要称呼为「黎克特制震级」、台湾地区则称呼为「芮氏规模」、国外则是称呼为「Richter Magnitude Scale」,共通点都是使用芮克特的音译来称呼。

在距离地震震央100公里处的观测点所设置的地震仪,若记录到最大水平位移1微米(即百万分之一米),则定义为近震震级(ML)0。因为计算式是使用10的幂,所以只要最大的水平位移增大10倍,近震震级会增加1.0。例如在某一场地震中,观测点录得最大水平位移为1米,那这一场地震的近震震级则为ML 6.0。

但用来观测的伍德—安德森扭力式地震仪有其设计上的限制,若果震中距超过600公里,就没办法计算出正确的震级;同时,这种震级在6.5就开始有饱和的现象,在计算大型地震上面会因为饱和现象而发生震级低估的情况。后来为了改善这样的情况,先后开发了体波震级(mb)、表面波震级(Ms)、矩震级(Mw)等。

 

体波震级(Body wave Magnitude, mb)

地震波有分为实体波、表面波和尾波,其中实体波又分为速度较快、振幅较小的P波和速度较慢、按幅较大的S波。体波震级就是古腾堡于1945年提出,计算式与近震震级有类似,但利用实体波中P波的振幅、以及其週期来计算震级

由于P波传播速度非常快,所以计算地震的强度非常快,但体波震级在6左右亦会发生饱和现象

 

表面波震级(Surface wave Magnitude, Ms)

相对于体波震级,表面波震级(又称为面波震级)则是利用表面波中的雷利波来作计算的。为了补足近震震级在计算大型地震强度的缺陷,古腾堡开始着眼于表面波的振幅、週期和震中距离震级的方式,其后发现表面波在週期20秒左右通常能产生最大的振幅,最后终于在1950年代发展出表面波震级。

表面波震级的计算式方面跟体波震级相似,但是它到8才会开始发生饱和现象,因此能计算出大部份的地震强度。

 

日本气象厅地震震级(Japanese Meteorological Agency Magnitude Scale, Mj / Mjma)

日本气象厅地震震级,是日本用于表示地震强度的一种独有的地震震级系统。其使用可追溯至1920年代的报告中,途中经过多次改善改修一直沿用至今。

这是利用地震波造成的地面移动的速度值和变动值来计算出来一种複杂的震级系统,在计算小规模地震时,会强调高频的成份,测定地面移动的速度,从而用来计算出所谓的「速度震级」;而在计算中规模以上的地震时,则强调低频的成份,计算出饱和上限值较高的「变位震级」。

这种震级比起矩震级(后述)可以更快计算出结果,能活用于地震预警之类的系统。但与前述的震级一样,在M8.0以上的巨大地震时,地震波会因为能量被地盘吸收而无法计算出正确的数值。最明显的例子就是2011年的东日本大震灾的气象厅震级为Mj 8.4,但矩震级则为Mw 9.0~9.1。

 

矩震级(Moment magnitude scale, Mw)

在介绍矩震级之前,需要先介绍饱和现象是什麽的一样东西。像震级到7以上的大地震,断层破裂面已经是相当的大(可能在数百平方公里以上)。这样的大地震在发生的时候,破裂面不会在瞬时间全部滑动,而是以一定的速度扩散开去。如此一来,地震仪会捕捉到持续时间很长的地震波,特别是会出现多次的峰值,但震幅的值却不会再增加很多。亦因为这样,利用震幅大小而计算出来的地震震级值就没办法再增加了,也就是所谓的饱和现象。

对于这样的现象,金森博雄于1977年制定矩震级,其概念就像是由地震「作功」一般,因此矩震级的简称Mw中的w就是「功(work)」。矩震级是从地震矩(seismic moment)加以计算的一个无单位的数字,而地震矩则是由断层面积、滑动量和断层的刚性系数得出来的。从这样的关係式可见,这震级系统并不受震幅所影响,所以并没有饱和的现象,亦没有上限值,因此可以计算出震级超过8.0,甚至9.0的巨大地震。

但是因为计算需时,所以无法活用于地震预警中;同时,弱震如震级3.0以下因为无法测出地震矩,所以矩震级在这种等级的弱震时反而派不上用场。

看完这篇文章后,不妨花点时间想想文章最前面所提到的「里氏9.0级」,错误发生在哪裡?