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認識論 ドイツの現代的認識論
ドイツには、フリードリヒ・シュライアマハーに始まる解釈学の哲学的伝統があり、英米系の言語哲学が歴史を軽視していることが、このような哲学的伝統に反するものと考えられてきた。
第二次世界大戦後しばらくの間はマルティン・ハイデッガーによる認識論批判・存在論の復権の影響が大きく、フランスのエピステモロジーの影響はあったものの哲学的には停滞していた時期が続いた。
1960年ころ、いわゆる「ドイツ社会学の実証主義論争」を経て、英米系の言語哲学、科学哲学の発展の成果を受容する流れが強くなった。このような流れにある人物として、カール＝オットー・アーペルらがいる。
もっとも、このような流れの中にあっても、ハンス・ゲオルク・ガダマーのようにあくまでドイツの哲学的伝統に足場を置き研究を続けるものも多数いる。その意味で科学的認識論の重要性は増したものの、現代においても哲学的認識論の問題が古くなってしまったわけではないと考えられている。
認識論 認識論の現在と未来
ウィラード・ヴァン・オーマン・クワインによって提案された「自然化された認識論」は、自然科学的な方法論によって認識論を行おうという立場であり、クワイン以降、様々な形で展開されている。
クワインは、まず、古典的な経験主義には二つのドグマがあり、ドクマなき新たな経験主義を確立する必要があると主張する。彼によれば、経験主義には、事実に基づく総合的真理と事実問題と独立な意味に基づく分析的真理の間には根本的な相違があるという信念と、有意味な言明は直接的経験を指示する諸名辞からの論理的構成物と同値であるという信念の二つのドグマがあり、この二つのドグマは同じ根を持つ。経験主義の伝統においては、真理とは、観念と実在の対応であり、その場合の観念とは、一つの名辞を単位に考えられていたが、カルナップらの論理実証主義は、この単位を一つの言明に置き換えた。つまり、ここでは、直接的経験によるセンス・データ（感覚所与）言語に翻訳可能であれば、この言明は有意味であると考えられた。しかしながら、クワインによれば、このように実在と観念の対応を一つの名辞、一つの言明に分解していく還元主義は不可能であり、われわれの認識は一つの言語体系であり、したがって、とある信念を検証するにあたっては、一つの理論の全体との関係で、経験の審判を仰がねばならず、そのコロラリーとして、分析的真理と総合的真理は区別することはできない。
認識論 認識論の現在と未来
クワインは、これを「全体論」と呼んだが、これによれば、経験による改訂の可能性を原理的に免責されている信念はなく、もし対立する二つの理論があるときは、どのような経験によっても、そのどちらかが完全に否定されることはなく、どのような信念でも保持しつづけることができることになる。
ジャン・ピアジェは、心理学者として、とりわけ発達心理学で著名であるが、もともとは古典的認識論の諸問題を解決する糸口を生物学・心理学に求め、「発生的認識論」を提唱した。彼は、多数の実験により幼児の認識の発達段階を解明した上で、認識は対象から独立しており、決して対象に到達することはないが、同時に対象によって支えられているという点で構成的なものであるとする。また、発生的認識論は哲学ではなく、科学であり、極めて専門的・集団的なものであるとの考えから、1955年、発生的認識論国際センターをジュネーヴに設立し、世界中のさまざまな分野の研究者たちとの共同研究を晩年まで精力的に行ない、現在も多くの学者が共同で研究を続けている。
認識論 認識論の現在と未来
コンラート・ローレンツは、動物行動学で著名であるが、哲学者のカール・ポパーと共に、人間の認識の起源の問題を個々人ではなく、生物種としての人の認知構造に求め、知識の変化を進化とみて通時的なアプローチを試みる「進化論的認識論」を主張した。
1970年代後半に人間の心の本質について新知見をもたらす学問分野が発展し、その後も進展が続いている。脳科学、心理学、認知科学、神経生物学、人工知能、コンピューターなどに関連する研究である。これらの発展は“見る”事がいかになされているか、いかに心が外界の表象を形作るか、いかに情報が蓄えられ再起されるかなどの理解につながっている。これらの分野の発展が認識論に影響を及ぼす事が示唆されている。
近時は社会科学に属する社会学を認識論に応用することはできないかが議論されている。
震度
地震における震度（しんど）とは、地震動の強さを表す尺度を言う。工学的震度という場合、主に地震動の加速度を言う。
震度 工学的震度
地震動の強さを表す尺度として気象庁震度階級は便利なもので一般にも広く普及しているが、当初は個人の主観に頼って階級判断されていたこともあり、客観性のある尺度としては不十分なものであった。そのため、建築物の耐震設計などをするにあたっては科学的に正確な尺度として用いることができず、別途地震動の強さを表す工学的定義が必要となる。現在においては以下の加速度による定義（佐野震度）がよく用いられている。
1916年（大正5年）に、佐野利器は著書『家屋耐震構造論』の中で、耐震計算をするための尺度として、地震動の強さは地震波の最大加速度 αに比例するものと考えαの重力加速度 g（=980 Gal）に対する比 Kを震度（seismic coefficient）と名付けた。現在においては佐野震度（Sano's seismic coefficient）または工学的震度とも呼ばれる。
佐野震度
地震動による水平加速度 αh、鉛直加速度 αvが問題となるときは、
とし、それぞれ水平震度（horizontal seismic coefficient）および鉛直震度（vertical seismic coefficient）と呼ぶ。なお、耐震設計においては基本的に水平震度が問題となる。
この震度概念の導入は、物体が地震動を受けることによってかかる力（地震力）の算出を簡明にした。
震度 工学的震度
いま、（質量ではなく）重量 Wkg重の物体がαGalの地震動を受けたとする。このとき、物体の質量をmとすると、ニュートンの運動方程式から地震力 Fは
となる。ここで、重力加速度は地球上ではほぼ一定のgであることからm=W/gとなるので、
=
が導かれる。
すなわち、重量 Wkg重の物体が震度 Kの地震動を受けるとき、地震動の方向に
地震力 F=KW（単位：kg重）
を受けることとなる。
構造計算法の中の許容応力度計算（一次設計）では、地震力を決める係数のひとつとして標準せん断力係数Coを用いており、通常0.2、軟弱地盤における木造建築物では0.3とされていて、それぞれおよそ水平震度0.2、水平震度0.3に相当する（厳密には地域係数、振動特性係数など他の係数も関係するため若干異なる）。建築物の地上階の設計においては、1981年以前の法令で「水平震度」が規定されていたが現行法令上は標準せん断力係数がこれを代替している。地下階の設計においては法令上も「水平震度」が登場する。ここでいう水平震度0.2は水平加速度0.2g=約200ガルに相当する。
震度 工学的震度
なお、耐震基準で定める一次設計水平震度0.2を超えると建物は損傷を起こし始め、二次設計水平震度1.0を超えると倒壊が始まるとされる。こう考えると1000ガル程度の地震で建物が倒壊するように聞こえるが、実際の地震では最大加速度は一瞬にしか現れないので、通常はこの数倍の最大加速度の地震に耐えることができる。ただし、卓越周期（その建物を揺らした地震動の周期をスペクトルで表した時に大きな値をとる周期）が固有振動周期に近い地震動ではこの限りでない。
一般には地震の強さは地震波の加速度に比例すると考えられ、主に工学的震度（佐野震度） Kが用いられているが、震害の大きさは一概に工学的震度 Kに比例するわけではないこともあり、他にも定義が存在する。
ハウスナー（G.W. Hausner）は、地震の強さを測る強度として、応答速度スペクトルと呼ばれるものを周期0.1secから2.5secの間で平均し
SI（cm/s）=
という量を定義し、これをスペクトル強度（SI, Spectral Intensity）と名付けた。
建物を揺らす地面の地震動を速度の周期分布で表現した速度表面スペクトルに対し、地震動に呼応して建物自体が揺れる振動を速度の周期分布で表現したのが応答速度スペクトルである。一般的に前者よりも後者の方が大きな速度値をとり、またピーク周期も異なるため、建物被害を考える上では後者の方が重要である。
ただし、固有周期2.5秒を超えるような長周期地震動はSI値の定義外のため、被害との相関性が低くなる。
震度 震度階級
地震動の強弱を表す尺度としては震度階級（seismic intensity scale）または単に震度階と呼ばれるものもある。それぞれ揺れの違いがある10前後のレベルで表現され、世界では地域により定義の異なるいくつかの震度階級が用いられている。現在の日本では気象庁震度階級が使われており、日本では一般的にこれを「震度」と呼ぶ。なお、震度階級と工学的震度（佐野震度）の強さは一概には比例しない。
震度階級は、断層破壊で放出されるエネルギーの大きさを表すマグニチュード（地震のエネルギーの規模）とは異なり、観測する地点によって全く異なる。その地震によって各地で観測されたうち、最大の震度階級を最大震度階級（maximum seismic intensity scale）または単に最大震度という。
マグニチュードは「地震のエネルギー規模」を表すもので、マグニチュードが大きくなれば最大震度も比例する形で大きくなるが、逆に同じマグニチュードでも最大震度の差異を生じることもある。小さな揺れが広範囲に渡ったり、長時間揺れれば、マグニチュードは相対的に大きくなる。これに対して、震度は実際の揺れの測定値であり、地震の発生源が浅ければ（地表に近ければ）、マグニチュードが小さくても最大震度が大きくなる場合もある。震度は地震動の強さを表し、1つの地震につき場所によって多数の値をとる。
震度 震度階級
震源が浅い直下の地震では、マグニチュードの値と気象庁震度階級の値がほぼ同じ数値になることが経験的に知られていて、例えばマグニチュード4程度の地震では最大震度はおおむね4以下（計測震度4.5未満）となることが多い。ただし、地盤の固さや震源の深さなどにより、最大震度は比例関係から外れ大きくなる場合がある。
原則として、震度階級は震源（震央）からの距離に逆比例し、震源から遠いほど震度階級は小さくなる。最大震度階級は震源の直上である震央付近となるのが普通で、震度階級の広がりを地図上に表すと同心円に近い分布をとる。震央からの距離が同じ地震でも、震源の深さが深くなるほど、同じ地点でも震度階級は小さくなる。なお、日本付近の約100kmより深い太平洋プレートで発生する深発地震の中には、地下のテクトニクス構造（プレートの重なりの構造）を原因とする異常震域のため、震央で揺れが小さいにもかかわらず東北地方や関東地方の太平洋岸で揺れが大きくなる事例がしばしば見られる。異常震域は地表付近の地盤の固さの違いが揺れを増幅させたり減衰させたりして生じることもある。
震度 震度階級
「震度○の地震」という表現は、「その地震の最大震度階級」を意味する場合と、「その地震における、ある地点の震度階級」を意味する場合があり、注意を要する。たとえば、兵庫県南部地震（M7.3）は震源に近い神戸市などで最大震度7（気象庁震度階級）を観測した「震度7の地震」であると同時に、震源から離れた名古屋市では「震度3の地震」、東京では「震度1の地震」である。
震度の階級表は国際的に統一された標準的な規格はなく、それぞれの国や地域が採用したいくつかの指標がある。主な使用されている震度階級としては以下のようなものがある。なお、それぞれの震度階級の間で、数式などを用いて対応関係を示すことは難しい。また同じ震度階級でも機関によって運用や基準が異なり、単純に同じとはみなせない場合がある。各国の気象機関で公式に使用する震度を定めていないところも多いが、改正メルカリ震度階を使用するところが多い。なお、日本以外の多くの地域では、加速度計や地震計といった機械のデータも参考にされるが、主に人体感覚や被害の程度などを総合的に勘案して、人が判定している。
気象庁震度階級
震度 震度階級
日本の気象庁震度階級は、現在では機械による計測値、いわゆる「計測震度」を使用しており、デジタル震度計が観測した計測値を10段階に換算して気象庁が発表している。また、気象庁は地震や津波の早期周知のため、地震発生数分以内に報道機関などに震度を含めた地震情報を発表している。震度3以上の場合は都道府県を数個に区切った地域ごとの震度、そののちに地点ごとの震度という形で段階的に詳細な情報が発表される。大規模な地震では、その後にデータを詳細に分析するなどして、推計震度分布図も作成される。1996年9月までは、気象台の職員が、体感や被害などから判定していた。2013年、気象庁震度階級とは別に長周期地震動に関する4段階の「長周期地震動階級」を設定し、同年11月から試行的に「長周期地震動に関する観測情報」として運用を始め、2019年3月より本運用に移行した。
ロッシ・フォレル震度階
ロッシ・フォレル震度階は、1873年ごろに出てきた地震の強さをIからXの10階級に分類した震度階級である。Xの適用範囲が広すぎること、ヨーロッパの生活を基にした基準であり、メルカリ震度階が出てきたこともあり、次第に使用されなくなった。
改正メルカリ震度階
震度 震度階級
メルカリ震度階はロッシ・フォレル震度階から発展したもので、1902年ごろに出てきた13階級からなる震度階級表である。後に何度か修正が重ねられ、メルカリ・カンカーニ・シーベルグ震度階が提案され、1931年にはメルカリ・ウッド・ニューマン震度階となり、現在ではIからXIIの12階級からなる改正メルカリ震度階となった。アメリカ、韓国などの国で使われている。
メドヴェーデフ・シュポンホイアー・カルニク震度階級
メドヴェーデフ・シュポンホイアー・カルニク震度階級は、ヨーロッパでは日本の気象庁震度階級とも改正メルカリ震度階とも異なる別のものを使用している国があり、国際間の情報交換に都合が悪かったことから、国際的に統一した震度階級として提案されたIからXIIの12階級からなる階級表である。1964年の会議の議題となったが結局見送りとなり国際的な統一とはならなかった。CIS諸国、東ヨーロッパ諸国、イスラエル、インドなどで使われている。
ヨーロッパ震度階
ヨーロッパ震度階は、ヨーロッパ地震学委員会によって1988年ごろに提案され、ヨーロッパ各国で使用される1から12までの12階級からなる震度階級表である。
中国震度階級
中国震度階級は、1980年ごろに出てきた中華人民共和国で使われるIからXIIの12階級からなる震度階級表である。1999年改正。
中央気象署震度階級
中央気象署震度階級は、台湾の中央気象署が2000年に制定した、1996年9月30日以前の旧気象庁震度階級を参考にした0から7の8段階の震度階級であった。2020年1月1日より従来の5級（強震）と6級（烈震）を、5弱、5強、6弱、6強に細分し、気象庁震度階級を参考にした0から7の10段階の震度階級に変更した。
震度階級の定義は何度か改定されている場合が多く、研究資料として用いる場合の連続性が問題となる場合がある。気象庁震度階級を例にとれば、計測震度が導入された1996年10月1日の改正前後で大きな差がある。また、気象庁震度階級は観測点数が1990年代から2000年代にかけて急増し観測密度が高くなったため、震度の統計には補正が必要である。
マグニチュード
地震のマグニチュード（英: Seismic magnitude scales）とは、地震の大きさ、規模を表す尺度 。地震そのものの規模を表すもので、各地の揺れ（地震動）の大きさを表す震度とは異なる。マグニチュードは地震計に記録された各地の地震波から算出式を使い求める。用いる周期の違いなどに対応したいくつかの種類のマグニチュードが考案されており、地震の大小や種類、観測条件によっては異なるマグニチュードを使用する。
マグニチュード 概要
マグニチュードは、算出式に地震波の最大振幅、地震波の周期、震央距離、震源の深さなどを当てはめて求める。マグニチュードと地震波の形で放出されるエネルギーとの間には、標準的には、値の大小が10を底とする常用対数をとる対応関係がある。マグニチュードが 1 増えるとそのエネルギーは約32倍になり、マグニチュードが 2 増えるとエネルギーは1000倍になる(後節参照)。また、マグニチュードの値は0やマイナスの値もとる。
一般的にマグニチュードは
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。
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ズ・リヒターが1935年に考案した。
マグニチュード 概要
この最初に考案されたマグニチュードはローカル・マグニチュード (ML) と呼ばれている。これがマグニチュードの元の定義となったことから、主に欧米でマグニチュード全般をリヒター・スケール (Richter scale) と呼ぶこともある。ローカル・マグニチュードは地震計からおよそ600 km以内の近地地震にのみ適用でき、カリフォルニア南部の深発地震がほとんどない環境に対応したものであった。後にベノー・グーテンベルグが遠地地震にも適用できる表面波マグニチュード Ms を考案、またグーテンベルグとリヒターが実体波マグニチュード Mb を考案したことで、マグニチュードは世界的に使用されるようになった。
その後、震源の浅い大地震では表面波マグニチュード Ms を使うことが多くなった。一方、1960年代後半に地震モーメントの概念が登場すると、断層運動の規模と対応し飽和の問題がないモーメント・マグニチュード (Mw) が考案される。ただ、Mwは計算が煩雑なことなどから、計算機が現在のように発達していなかった時代には実用的ではなかった。小さい地震ではMwを求めるのが困難という問題もある。迅速に算出できるMsなどは依然として広く使われているが、地震波解析技術の進歩もあり、できる限りMwが使われるようになってきている。地震学研究ではMwを使うのが標準的となった。
マグニチュード 概要
日本では気象庁マグニチュード (Mj) が広く使われるが、長周期地震動が観測できるような規模の地震（Mj5.0以上）ではモーメント・マグニチュードも解析・公表されている。
マグニチュードの値は大小ともに理論的には限界はないが、実際に観測される地震には限界がある。大きなほうでは、マグニチュード(Mw)9.5を超える地震は知られていない。小さなほうでは、マグニチュード−2程度より小さい地震を通常の観測方法で検知することは難しい。
マグニチュードと震度（震度階級）はしばしば混同される。地震そのものも各地の揺れも「地震」と呼ぶことが多いこと、またマグニチュードと震度がどちらも0から7くらいの似た値になることが背景にあると考えられる。
マグニチュードと震度の違いの説明は、以下のようなものがみられる。
電球に見立てた説明 : 電球の明るさを表す値がマグニチュードで、電球から離れたある場所の明るさが震度。電球自体の明るさが変わらなくても、近くでは明るく、遠くでは暗くなるように、震源が近いと震度が大きく、遠いと震度は小さくなる。一方で、電球が明るいほどまぶしくなるように、マグニチュードが大きいほどゆれが大きくなる。
この説明には誤解の可能性をはらむという指摘もある。まず、震源域・被害域の広がりをイメージしにくく、地震波の発生源が常に点であると理解してしまう弊害を生む可能性がある。これを回避するため、M6で10 km・M8で100 kmなどとマグニチュードの大小と断層破壊の面積が相似する説明も提起されている。また、実際の震源は破壊の開始点に過ぎず、最大破壊点は震源からずれた場所になることが多い点も挙げられる。
マグニチュード マグニチュードと地震のエネルギー
地震波の形で放出されるエネルギーの大きさを E（単位：ジュール）、マグニチュードを M とすると、次の関係がある。
この式からマグニチュード M が 1 大きくなると左辺の log10 E が 1.5 増加するからエネルギーは約32倍大きくなる (101.5 = 10√10 ≒ 31.62)。同様にマグニチュードが 2 大きくなるとエネルギーは1000倍になる (101.5×2 = 103 = 1000)。また、マグニチュードで0.2の差はエネルギーでは約2倍の差になる (101.5×0.2 = 100.3 ≒ 1.995)。
なお、マグニチュード（モーメント・マグニチュードを除く）は直接結びつく物理量をもたない便宜的な量で、物理的な意味が明確ではない。標準的な地震の大きさを定義したうえでの相対的な尺度とも表現できる。
理論的には地震波の全エネルギー EL が明確な物理的意味をもつが、地球全体に広がる地震波のエネルギーを計算することは実際には難しい。一方、地震モーメント MO やそれを変換したモーメント・マグニチュード Mw は断層運動全体の規模を表し、物理的意味が明確で地震の大きさの尺度としても最適とされている。
マグニチュード マグニチュードの飽和
一般に使われる他の各種のマグニチュードでは、概ね8（表面波マグニチュードで8.3から8.5、実体波マグニチュードでは7程度）を超えると数値が頭打ち傾向になる。これを「マグニチュードの飽和」と呼ぶ。
地震の規模が大きくなるほど地震波（地震動）も大きくなるが、その増加率は周期により異なり、長周期成分は比較的大きくなる一方、短周期成分はそれほど大きくならない（大きな地震ほど長周期成分が卓越するようになる）。地震波の周期別スペクトルに関するスケーリング則に従うと、例えばM8.0ではM6.2と比べて長周期地震動は500倍になるが、短周期地震動は10倍程度にしかならない。
断層破壊に要した時間程度以下、およそ L/v（L: 断層の長さ、v: 断層破壊の伝播速度）程度以下の短周期の地震波は減衰の影響を受ける。例えば周期20秒の地震波の振幅に着目する表面波マグニチュードでは、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。つまり、そのマグニチュード算出に使う地震波の波長程度の断層の長さの地震までならば、マグニチュードは飽和しないものと基本的には考えてよい。
マグニチュード マグニチュードの飽和
短周期の地震波を使うマグニチュードほどより低い値で飽和し、例えばローカル・マグニチュード (ML) は約6.5あたりから飽和しはじめ、約7が最大値となる。
実体波マグニチュード (Mb) では、約5.5から飽和しはじめ6で飽和となり、表面波マグニチュード (Ms) 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、Mb ≧ 6 の報告例も多数あるためモデルがあらゆる地震に当てはまるわけではない。周期5秒までの地震波を用いる気象庁マグニチュード (Mj、2003年改訂以前) では7.5程度から飽和しはじめる。
長周期の地震動が卓越した巨大地震においても飽和がない尺度として、長周期側の極限の地震波から求められる地震モーメント MO に基づき、理論上は無限大の周期に対応すると見做されるモーメント・マグニチュードが考案され、地震学では広く使われている。
マグニチュード 精度と誤差
同じ算出式でマグニチュードを求めても、観測点の選び方によっては、0.5程度の差が出ることは珍しくない。これは、地震波がすべての方向に一様に放出されるわけではないこと、観測点の地盤の状態によって振幅にかなりの差が生じてしまうことが原因である。これを避けるため、広い範囲から多くのデータを取り平均することが行われる。それでも±0.2程度のばらつきは出てしまうとされる。
算出式に log Δ を含むマグニチュードの場合、震央距離Δが震源の深さh以下の値となるとき、震源の浅い地震でも、マグニチュードが小さめに求まる特性がある。
例えばMsやmBはMLとなるべく値が揃うように考案されてはいるが、各種のマグニチュードの間には、系統的な誤差がみられる。この誤差についての換算式も多数提唱されている。
地震の種類によっても誤差がある。低周波地震では、短周期の地震波を使うmb、MLなどは、長周期の地震波を使うマグニチュードに比べて値が小さくなる。地下核実験に伴う地震では、前記とは逆にmbがMsよりかなり大きくなることが多く、これを自然地震との識別にも利用する。
マグニチュード 一般的なマグニチュードの種類
地震学では各種のマグニチュードを区別するために「M」に続けて区別の記号を付ける。地震学ではモーメント・マグニチュード (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）。日本では気象庁マグニチュード (Mj) を単に「M」と表記することが多い。各種のマグニチュード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を意味する。
リヒター・スケールとも。リヒターは、ウッド・アンダーソン式地震計（固有周期0.8秒、減衰定数0.8、基本倍率2800倍）の記録紙上の1成分の最大振幅 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グニチュードとした。従って、地震波の振幅が10倍大きくなるごとに、マグニチュードが1ずつあがる。
ベノー・グーテンベルグは、表面波マグニチュードを
で定義した。ここで、Ah 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、
（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。
マグニチュード 一般的なマグニチュードの種類
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グニチュードを算出すれば、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秒の表面波マグニチュード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秒表面波マグニチュード M100 は、それぞれ、8.4、8.8、8.9となる。
グーテンベルクおよびリヒターは、実体波マグニチュードを
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、
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。
はじめに考案された実体波マグニチュードは周期4 - 20秒程度の地震波を用いたもので、区別のため mB とも表記する。より短い周期1秒前後のP波の最大振幅を用いた実体波マグニチュードもあって、こちらは mb と表記する。
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、従来のマグニチュード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デアをモーメント・マグニチュード (Mw) と名付け、以下のように計算される量として発表した。
マグニチュード 一般的なマグニチュードの種類
（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・マグニチュードの最大値は、1960年に発生したチリ地震の9.5である。
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。
他の種類のマグニチュードでは、M8を超える巨大地震で地震の大きさの割りに値が大きくならない「頭打ち」と呼ばれる現象が起こる。モーメント・マグニチュード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。
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、下記の気象庁マグニチュード (Mj8.4) に加え、モーメント・マグニチュードの計算値 (Mw9.0) を発表した。
気象庁マグニチュードは、観測実績が長いこともあって日本で気象庁の地震情報などに継続して使用されている。もとは表面波マグニチュードに合うよう、また日本の観測条件に合うよう算出式が調整されている。2003年の約80年前まで遡って一貫した方法で決定され、改定後はモーメント・マグニチュードとよく一致するよう調整された。略称としてMj、或いはMJMAが使われる。
マグニチュード 一般的なマグニチュードの種類
気象庁マグニチュードは周期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、マグニチュードが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、マグニチュード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グニチュード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・マグニチュードは9.0であった。
2003年9月24日までは、下記のように、変位マグニチュードと速度マグニチュード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
（A は周期5秒以下の最大振幅）
変位計 (h ≧ 60 km) の場合
マグニチュード 一般的なマグニチュードの種類
（K(Δ, h) は表による）
速度計の場合
（AZ は最大振幅、α は地震計特性補正項）
変位マグニチュードは、系統的にモーメント・マグニチュード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グニチュードの見直しを行った。
変位によるマグニチュード
（An, Ae の単位は 10−6 m）
ここで、βd 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。Cd は補正係数。
速度振幅によるマグニチュード
（Az の単位は 10−5 m/s）
ここで、βv は Md と連続しながら、深さ 700 km、震央距離 2000 km までを定義した距離減衰項である。Cv は補正係数。
マグニチュード 特殊なマグニチュードの種類
マグニチュード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。
地震記象上で振動が継続する時間 Td はマグニチュードとともに長くなる傾向がある。そこで一般に、
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
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グニチュード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。
グーテンベルクとリヒターは、南カリフォルニアの地震について、有感半径 R を用いて、
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
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。
気象庁の震度で、4以上、5以上、6以上の区域の面積 (km2) をそれぞれ S4、S5、S6 とするとき、勝又護と徳永規一は
マグニチュード 特殊なマグニチュードの種類
という実験式を、村松郁栄は
、
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 MK と定義し、リヒタースケールとの間に
の関係があるとした。また震央距離と震度、マグニチュードの間には以下の関係があるとした。
（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グニチュード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、それをもとにマグニチュードを推定する。
微小地震については上記の Ms、Mb、Mj 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 Av (cm/s) と震源距離 r (km) を用いて、
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。マグニチュード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グニチュードを求める際にも利用される。
マグニチュード 特殊なマグニチュードの種類
低周波地震では Ms、Mb、Mj 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、津波を用いたマグニチュード Mt が考案された。
ここで H は津波の高さ (m)、Δ は伝播距離 (km) (Δ ≧ 100 km)、D は Mt がモーメント・マグニチュード Mw 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データを用いると 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、
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、津波マグニチュードは表面波マグニチュード・実体波マグニチュードよりも大きくなる。
マグニチュード マグニチュードの目安
簡易な計算式として、マグニチュードが ΔM 増えたときのエネルギーは 101.5 × ΔM 倍となる。たとえば、マグニチュードが1増えるとエネルギーは約31.62倍、2増えると1000倍となる（#マグニチュードと地震のエネルギーの節参照）。
また、マグニチュードが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）。
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 Mj7.3 (Mw6.9) だった。また、東海地震や南海地震といったプレート型地震は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。一般的にマグニチュードが大きくなると、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、理論上マグニチュード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ズとの区別も難しくなってくる。
マグニチュード マグニチュードの目安
大きな地震のマグニチュードを求めることは、地震の規模や被害の推定に有用である。一方マグニチュードが小さく被害をもたらさないような地震も、地震や火山・プレートテクトニクスのメカニズ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、Mw9以上の地震を超巨大地震と区分けすることがある。
マグニチュード（以下M）のエネルギーの規模の比較と代表的な地震を下表に示す。歴史地震のマグニチュードは正確に決定することが困難であり諸説あるため、表に掲載する地震は主に近代以降の観測記録のある地震とする。
地震の発生頻度は以下のグーテンベルグ・リヒターの関係式により表される。
マグニチュード マグニチュードの目安
この式はマグニチュードが M のときの地震の頻度を n（回/年）で表す。傾きを表す b を「b 値」と言い、統計期間や地域により若干異なるものの、0.9 - 1.0 前後となる。この式から、マグニチュードが1大きくなるごとに地震の回数は約10分の1となる。ただ、実際に観測される地震の回数をグラフに表すと、日本付近ではM3 - 8付近では式に沿ったものとなるが、M3以下とM8以上では、正しく表されなくなる。これは、M3以下の地震は、規模が小さすぎるために観測できていないものが多いからであり、この規模の地震の観測数を調べることで地震の観測網の能力を計ることもできるとされている。一方、M8以上の地震は、発生回数自体が少ないために正確に表せていないもので、より長期間調査することで精度が高まるとされている。
日本での頻度の目安は以下の通り。規模の小さなものは、1小さくなる毎に10倍になると考えればよい。
また、M5程度の地震は世界のどこかでほとんど毎日発生しており、M3 - 4程度の地震は日本でもほとんど毎日発生している。
以下は理論値ではなく、ある期間の観測結果からの年間の回数である。
2月21日
2月21日（にがつにじゅういちにち）は、グレゴリオ暦で年始から52日目にあたり、年末まであと313日（閏年では314日）ある。
排他制御
排他制御（はいたせいぎょ）とは、コンピュータ・プログラムの実行において、複数のプロセスが利用出来る共有資源に対し、複数のプロセスからの同時アクセスにより競合が発生する場合に、あるプロセスに資源を独占的に利用させている間は、他のプロセスが利用できないようにする事で整合性を保つ処理の事をいう。相互排除または相互排他（mutual exclusion）ともいう。最大k個のプロセスが共有資源にアクセスして良い場合を k-相互排除という。
換言すれば1つのクリティカルセクションに複数のプロセス（またはスレッド）が同時に入ることを防ぐことである。クリティカルセクションとは、プロセスが共有メモリなどの共有資源にアクセスしている期間を指す。排他制御の問題は1965年、エドガー・ダイクストラが並行プログラミング制御における問題の解法に付いて扱った論文で扱ったのが最初である。
排他制御
排他制御の重要性を示す例として、片方向連結リストがある（右図）。このような連結リストからノードを削除するには、1つ前のノードにある、次のノードを指すポインタを、削除したいノードの、次のノードを指すように書き換える（例えば、ノード i を削除するには、ノード i-1 のnextポインタをノード i+1 を指すよう書き換える）。このとき、その連結リストを複数プロセスが共有しているなら、2つのプロセスがそれぞれ別のノードを削除しようとして次のような問題を生じる可能性がある。
この問題は排他制御を施して複数の状態更新処理が同時に行われないようにすれば解決する。
排他制御 排他制御の実施
排他制御を実施する手段はハードウェアによるものとソフトウェアによるものがある。
シングルプロセッサシステムでは、あるプロセスがクリティカルセクションにあるとき割り込みを禁止するというのが最も単純な排他制御である。その間、いかなる割り込みハンドラも動作できない（それによって実質的にプリエンプションを防ぐ）。この方式は効果的だが、同時に様々な問題もはらんでいる。クリティカルセクションが長い場合、クロック割り込みが処理されないためにシステム時刻が徐々に遅れていくという事態が発生しうる。また、クリティカルセクション内でプロセスが停止すると、他のプロセスに制御を渡せなくなり、結果としてシステム全体が停止することになる。μITRONなどでは、タスク切り替え（プリエンプションとディスパッチ）を禁止するという操作もある。より上品な方式としてビジーウェイトで相互排他する方式もある。
排他制御 排他制御の実施
ビジーウェイトはシングルプロセッサでもマルチプロセッサでも有効である。共有メモリと不可分なテスト・アンド・セット命令を使うことで、排他制御を実現する。プロセスは共有メモリ上の特定位置について値を調べて新たな値をセットするという操作を不可分に実施でき、それによって一度に1つのプロセスだけがフラグをセットできることを保証する。フラグをセットできなかったプロセスは別の処理を行って後で再試行するか、プロセッサを他のプロセスに明け渡して後で再試行するか、フラグをセットできるまでループして再試行を繰り返すといった動作が可能である。プリエンプションは可能なので、この方式ではプロセスがフラグ（ロック）を保持したまま停止してもシステム全体は機能し続ける。
排他制御 排他制御の実施
不可分操作命令は他にもいくつかの実装があり、どれもデータ構造の排他制御に使える。よく見られるのはコンペア・アンド・スワップ (CAS) である。CAS命令を使えば wait free と呼ばれる排他制御を任意の共有データに実施できる。そのためには連結リストを作り、各ノードが実行したい操作を表すようにする。CAS命令はその連結リストに新しいノードを挿入する際に使用する。ノードの挿入はCAS命令を使えば一度に1つのプロセスしか成功しない。失敗したプロセスはノード追加処理が成功するまで試行し続ける。各プロセスはこのデータ構造のローカルなコピーを保持でき、連結リストを走査でき、リストのローカルコピー上の各操作を実行できる。
ハードウェアサポートを必要とする方式とは別に、ビジーウェイトを使ってソフトウェアのみで排他制御を実現する方式も存在する。例えば、次のようなものがある。
これらのアルゴリズムはアウト・オブ・オーダー実行が働くプラットフォーム上では動作できない(但し、メモリバリアを実現する機械語命令を持っているCPUプラットフォームの場合は除く)。アルゴリズム実施中、メモリ操作はプログラミングした通りに行われなければならない。
OSのマルチスレッドライブラリが同期機構を提供しているなら、それを使う方が望ましい。ハードウェアによる方式が利用可能ならばそれを使って実装されているだろうし、そうでないならばソフトウェアによる方式を利用しているだろう。たとえばOSのライブラリを使い、スレッドが他者が既に獲得しているロックを獲得しようとしたとき、OSはそのスレッドを中断させてコンテキストスイッチし動作可能な他のスレッドを動作させたり、動作可能な他のスレッドがなければプロセッサを省電力状態にしたりといったことをする可能性がある。したがって、ほとんどの現代の排他制御技法はキューイングとコンテキストスイッチを使いレイテンシとビジーウェイト時間を削減しようとする。しかし、スレッドを中断させて再開させるのにかかる時間がスレッドがロックを獲得できるまでの待ち時間より長い場合に限り、スピンロックの方が適しているといえる。
排他制御 高度な排他制御
これまでに説明した方式を使い、次のような同期プリミティブが構築できる。
排他制御の多くの形式には副作用がある。例えば、古典的セマフォはデッドロックを引き起こしうる。あるプロセスがあるセマフォを獲得し、別のプロセスが別のセマフォを獲得した状態で、互いに相手の獲得したセマフォが解放されるのを待ち続けることが考えられる。よくある副作用としてリソーススタベーションがあり、その場合プロセスは処理を完遂するのに十分な資源を決して得られない。また、優先順位の逆転は低優先度のスレッドのせいで高優先度のスレッドが待たされる現象であり、レイテンシが長くなり、割り込みへの反応が悪くなる。
排他制御に関する研究の多くはそういった副作用を排除することを目的としており、例えばLock-freeとWait-freeアルゴリズムはブロッキングされずに処理が進行することを保証する。完璧な方法はまだ見つかっていない。
排他制御 留意すべき現象と性質
排他制御によりロックされた資源に他のユーザからアクセス要求が出された時、両者は互いに使用中の資源が解放されるのをブロック状態で待つという状況が発生することがある。2つ以上のユーザ間で生じるが、この状態ではどのユーザも資源の解放を待ったまま処理が進まずに停止状態となる。
このような状態をデッドロックという。
デッドロックと同様、排他制御によりロックされた資源に、複数のユーザからアクセス要求が出されたときに、お互いに資源が解放されるのをビジー状態で待つという状況が発生する。デッドロックでは個々のユーザにおける資源獲得のための処理が進行しないのに対し、ライブロックでは資源獲得の処理が進行しているにも拘らず、どのユーザも資源が獲得できない状況である。
例えば、狭い道を歩いていて対面した歩行者2名が、お互いに相手が避けようとした方向に動いてしまい、避けられないという事が有る。次に、逆の方向に避けようして避けられない。このような状況が続いて、何時まで経ってもすれ違うことができないという状況にあたる。(リソーススタベーション参照)
排他制御 留意すべき現象と性質
「共有資源を利用したいユーザが、いつかは共有資源を利用できる」という、排他制御アルゴリズムが満たすべき性質。
フェアネスが満たされない場合の例であるが、駅の切符売り場に3台の券売機があって、各券売機に行列が出来ているとき、並んだ行列の進みが遅い場合に他の行列の後尾に並びなおす戦略を採用すると、運が悪ければ何時まで経っても券を購入できないということが起こりうる。
共有資源へのアクセス要求を出したユーザが、後から要求を出した最大k個のユーザによって、先に資源を使われてしまう可能性があるということを表す、フェアネスの度合いを計る指標である。
あるプロセスがロックを獲得したにもかかわらず、そのプロセスが現にCPU上で実行されていないため、実質的にどのプロセスやCPUもクリティカルセクション内の処理を実行していない状態。ロックの目的に照らし合わせると無駄な状態である。ロックの獲得からクリティカルセクション内の処理を開始するまでに遅延が発生したりコンテキストスイッチの回数が増加するため、システムの応答遅延増加や全体性能の劣化を招く。
排他制御 留意すべき現象と性質
ロックを解放したプロセスが、そのロックを待ってスリープしているプロセスのいずれかへロックの所有権を直接渡してしまう実装になっていると発生しやすくなる。対策として、ロックを獲得したいプロセスは必ず自分自身でロック獲得を試みる実装にすることにより問題が軽減される。典型例はスピンロックで、ロックを獲得したいプロセスは仕様上決してスリープしない。逆にロック待ちのプロセスがスリープする場合は、スリープ終了からロック獲得までの手順によってはコンボイに陥りやすくなる。
優先度上限プロトコルは優先度がサポートされている環境下にて、優先度継承はロック所有中のプロセスよりも優先度が高いプロセスがロックを獲得しようとした場合に、それぞれこの問題を優先度に依存した別々のアプローチで解決しようとする。ただし、コンボイの本質は「プロセスが現にCPU上で実行中ではないにもかかわらずロックを獲得してしまう」ことにあり、優先度の有無には関係ないため、両者とも問題を直接解決するものではない。スピンロックがコンボイの問題を逃れていることから明らかなように、「プロセスが自力でロックを獲得する」実装に制限することが本質的な解決となる。
内戦
内戦（ないせん、英: Civil war）は、国家の領域内で対立した勢力によって起こる、政府と非政府による組織間の武力紛争を指す。1816年以降に発生した内戦を収集したデータベースであるCorrelates of Warでは、内戦を「一国内で発生し、当該国政府が介入し、政府・反政府両勢力が拮抗した、年間死者が1000人に達する武力紛争」と定義しているが、この定義には異論もある。
内戦 用語
「内戦 (civil war)」と「内乱 (rebellion)」は同義に用いられることも多く、用語の使い分けは慣習的なもので、厳密な区別はない。例えば、スペイン内戦は「スペイン内乱」とも呼ばれる。しかし、一般的には暴動の範囲内である事象を「内乱」と呼び、武力を用いる形態にまで発展した事象を「内戦」と呼んで区別する場合もある。欧米言語では「civil war」(英語)や「bellum civile」(ラテン語)や「Bürgerkrieg」(独語)というように「市民戦争」「市民同士の戦争」という言い方をする。
ただし、近代的な国際関係・国際秩序が形成された1648年のヴェストファーレン条約前の時代では、内戦と対外戦争との区別は明確ではない。また、政府が倒されて政治体制が転換された場合にはフランス革命・共産主義革命・ルーマニア革命 (1989年)のように、内戦や内乱ではなく「革命」という表記を用いる場合も多い。]
内戦 国際法
国際法上の位置づけとしては、従来は中央政府が反乱側を交戦団体として承認しない限り戦時国際法は適用されず、交戦団体承認自体がアメリカ南北戦争を例外としてはほぼ行われなかったため、ほとんどの内戦は戦時国際法の範囲から外れていた。しかし、1977年のジュネーヴ諸条約第一追加議定書により、民族解放戦争に関しては戦時国際法の全面的な適用が可能となった。独立闘争を除く内戦に戦時国際法が適用されないことは以前と同様であるが、1949年のジュネーブ諸条約共通三条において、内戦時の戦闘外人員に対する人道的対応が義務づけられ、1977年のジュネーヴ諸条約第二追加議定書によってさらに保護は強化された。一方、通常の内戦においては政府軍および警察の行為は国内法的に治安維持上正当なものとされ、反乱側は犯罪者として内乱罪や殺人罪など通常の刑法が適用されることとなる。
国際関係における武力不行使の原則は国連憲章により確立しているが、第三国による内戦への介入に関しては、正統政府の要請による政府側からの介入に関しては容認されるとの解釈が一般的であるものの、違法との解釈も存在する。また、反政府勢力側に立っての介入は内政干渉、ひいては侵略にあたり違法とされる。
内戦 原因
まず内戦は、全国政府の座を争うためのものと、分離独立や自治権確立といった地方の分離主義によるものの2種類に大きく分けられる。1960年から2006年までのデータでは、発生した内戦のうちおおよそ7割が全国統治を、3割が分離独立を争う内戦だった。前者の例としては、戊辰戦争、国共内戦、シリア内戦、アンゴラ内戦などが挙げられる。後者については、「独立戦争」参照。
従来、内戦の原因としては国家内の各集団間の不平等や格差による不満が主因であると考えられてきた。これに対し、1998年にポール・コリアーとアンケ・ヘフラーが経済的利益のために内戦が起こるという説を提唱し、以後この「強欲対不満」論争は内戦研究の大きな潮流となったが、この枠組みでの分類を不適切であるとする研究者もいる。
内戦 原因
1998年のコリアーとヘフラーの研究においては、まず貧困国の方が富裕国よりも内戦の可能性が高いこと、さらにそのなかでも経済成長がマイナスあるいは停滞している国家はさらに内戦の可能性が高まることが示された。これは、貧困国では治安維持予算が不十分なため警察能力や国軍の能力が低く反乱を起こしやすいことや、住民の収入が低い場合反乱に訴えた方がよりよい収入を確保できる可能性が高いことが理由と考えられている。例として、労働力が不足していて失業率が低い場合や、識字率が高くより仕事を求めやすい地域においては反乱の発生率が下がることが判明している。
さらにエドワード・ミゲルらによる2004年の研究では、アフリカにおいて旱魃が起きた年は平年に比べ内戦リスクが非常に高くなることが証明された。これは、旱魃によって収穫が大幅に減少したため地域住民の収入が減少し、反乱へとつながることを示しており、内戦が起きたから貧困になったのではなく、重大な経済的ショックによって貧しくなった人々がその改善を求めて内戦を起こすことを証明する結果である。
内戦 原因
コリアーとヘフラーの研究ではまた、当該国が天然資源や一次産品に経済を頼っている場合、内戦の可能性が高まることも示された。経済の一次産品への依存度が26％になる場合が最も内戦の危険が大きく、およそ2割前後の発生危険性があるとされる。これは天然資源は現金化しやすく、反乱軍の資金源になりやすいことや、資源収入は不平等を作り出しやすいこと、資源収入があれば市民からの税収に頼る必要が減少するためガバナンスが劣悪化し市民の不満がたまりやすいこと、資源は地理的に偏在しやすく産出地の不満と野望を生みやすいこと、そして一次産品は価格が変動しやすく不況時に受ける経済的ショックが大きくなりがちであることなどが理由であると考えられている。
内戦 原因
ただしその後研究が進み、たとえば石油収入が経済の大部分を占めるようになると、逆に内戦の危険は大幅に低下することが判明している。これは豊富な資金によって治安関係や国民福祉を大幅に増強することができるため、国民の不満が減り統治能力が増強されるためであると考えられている。また内戦リスクは資源の存在場所にも左右され、例えば陸上に油井がある国では内戦リスクが非常に高まるのに対し、海上油田のみの国では非資源国と同程度にまで内戦リスクは低下する。これは反乱する地元住民が存在せず、反乱者からの攻撃も防ぎやすいためであるとされる。同様にダイヤモンドでも、硬い岩盤のなかに埋蔵されている鉱床では内戦リスクの増加は見られないが、河川敷などで容易に採掘できる漂砂鉱床のある国では内戦リスクが増加するとの研究結果が発表されている。
一般的なイメージとは違い、民族や宗教などの多様性は必ずしも内戦の可能性を高めるわけではないとの研究結果はフィアロン＆レイティン、コリアー＆へフラーの研究など複数存在する。一方で、2013年のラース・エリック・シダーマンの研究では、国家体制から政治的・経済的に疎外される民族集団が存在し、民族集団間で不平等が存在する場合は疎外された集団の反乱可能性は非常に高くなるとの結果が得られている。
内戦 原因
バーバラ・F・ウォルター教授は、「アメリカは内戦に向かうのか」という著書において、アメリカが内戦に向かうメカニズムを説明した。アメリカ国内で多数派であった白人が、少数派へと転落することをきっかけに、力の喪失や身の安全を恐れて内戦を引き起こす恐れがあることを明らかにした。バーバラ氏は著書で、「内戦は、貧しい階級や抑圧された少数派民族が引き起こすのではなく、むしろ、かつては優越的な地位にいた多数派の民族が、徐々に少数派となり力を失いつつある時に、体勢が有利な早い間に政治的変化のために内戦を引き起こそうとする」として、内戦のメカニズムを明らかにした。同様のメカニズムで発生した内戦の事例として、旧ユーゴスラビア、イラク、シリア、リビアの内戦が著書では挙げられている。
中央政府の統治能力の低さは内戦につながりやすいと考えられている。ジェームズ・フィアロンとデビッド・レイティンは2003年の研究で、統治能力の低い国家では治安維持能力の強化や交通網の整備が不十分で、反乱が起こりやすいと指摘した。経済的な不満や地域的な対立などの不安要素が存在する場合においても、政府の統治能力が高い場合は内戦勃発リスクは大幅に減少する。
政府の統治能力の極端に低い、いわゆる失敗国家において、特に失敗の度合いがひどい場合は暴力の独占が崩れ、各地に軍閥が割拠し内戦が勃発する場合がある。内戦が激化した場合、1991年以降のソマリアのように中央政府そのものが事実上崩壊し、無政府状態となる例も存在する。
政体に関しては、閉鎖的な独裁政治と成熟した民主主義体制ではともに内戦リスクが非常に低くなる一方、独裁というほどではないが民主的でもない混合体制の国家において内戦リスクが高くなると考えられている。つまり、独裁度または民主度が高い体制ほど内戦は起きにくく、両方の中間に近くなるほど内戦は起きやすくなる。また、クーデターや革命などの非制度的な理由によって権力を握った指導者の統治下では、国民が政権に政治的正統性を認めないため内戦が勃発しやすくなり、内戦リスクが通常の指導者と同レベルにまで低下するのは約15年が必要となる。
地形に関しては、平地が多く見通しのよい地形の国家よりも、山地が多く地形の複雑な国家の方が反乱軍が発見されにくいために内戦リスクが高まるとの研究結果が存在する。