歴史地震
第 28 号（2013） 35-48 頁
受付日 2012/12/25， 受理日 2013/05/09

南海トラフ沿いの沈み込むスラブ内で発生した歴史地震の震度による地震規模推定
小堀鐸二研究所* 神田 克久
名古屋大学減災連携研究センター† 武村 雅之

Magnitude of Intra-slab Historical Earthquakes in Subduction Zone along Nankai Trough, Southwest Japan,
Inferred from Seismic Intensity Data
Katsuhisa KANDA
Kobori Research Complex Inc.,
6-5-30, Akasaka, Minato-ku, Tokyo, 107-8502, Japan
Masayuki TAKEMURA
Disaster Mitigation Research Center, Nagoya University,
Furocho, Chikusa-ku, Nagoya, 464-8601, Japan

The intra-slab historical earthquakes (original M≧6.5) since 1589 in the subduction zone along Nankai trough,southeast Japan, were studied to reevaluate those magnitudes related to high frequency seismic waves. At first, weevaluated an attenuation relationship and site correction factors of JMA seismic intensity based on recent
intra-slab earthquake data of Tokai, Tonankai, Nankai, Geiyo, Bungo-Channel and Hyuga-nada areas along
Nankai trough. A constant term of attenuation relationship of each earthquake is related to the strength of radiatedhigh frequency seismic energy. We found it was not dependent on source area but focal depth. The fault plane ofeach historical earthquake was assumed to be a rectangular model near the upper surface of Philippine Sea platereferred to the fault mechanism of a recent earthquake in the neighborhood. The equivalent hypocentral distanceto each seismic intensity observation site was calculated assuming that high-frequency energy radiates from arectangular fault plane homogeneously. The magnitude of intra-slab historical earthquakes tends to beoverestimated due to the difference of high frequency radiation characteristics compared to inland shallow andplate boundary earthquakes. We estimated that magnitude of the 1855/11/7 event was the largest with MI=7.0
among intra-slab earthquakes in Tokai, Tonankai, and Nankai. Meanwhile, the magnitude of the 1769/8/29
earthquake was the largest with MI=7.4 in Hyuga-nada area assuming an intra-slab event, though it held thepotential for a plate boundary earthquake considering recent seismicity.
Keywords: Seismic Intensity, Intra-slab Earthquake, Magnitude, Nankai Trough, High Frequency, Attenuation.
§1. はじめにフィリピン海プレートは南方から毎年約 5cm の速度で大陸プレートの下に南海トラフで沈み込む．これによって両プレートの境界面では 100 年から 200 年の間隔で蓄積したひずみが急激なすべりによって解放され，巨大地震が繰り返し発生してきた．南海トラフ沿いではプレート境界面は固着度が高く，日常的にはプレート境界地震は発生していない．しかし，沈み込

む海洋プレート内部のスラブ内地震については，M6
クラスの被害地震がしばしば発生している．例えば最近では，2009 年 8 月 11 日の駿河湾の地震（MJ 6.5）が発生し，最大震度 6 弱を記録した．静岡県を中心に，死者 1 名，負傷者 319 名の人的被害や，半壊 6棟，一部損壊 8,672 棟の住宅被害が生じ，東名高速
道路では路面崩壊する被害も発生した．また，2001
年 3 月 24 日の芸予地震(MJ 6.7)もフィリピン海プレー*〒107-8502 東京都港区赤坂 6-5-30
電子メール: kandak@kobori-takken.co.jp†〒464-8601 名古屋市千種区不老町- 35 -

ト内部のスラブ内地震で,死者２名,住家の全壊 70 棟の被害が発生した[消防庁(2002, 2010)]．
スラブ内地震の特徴は，同じマグニチュードの地震であれば，内陸地殻内地震やプレート境界地震に比べて短周期地震動の励起が大きい[池田・他(2003,
2004)]．スラブ内地震は震源深さが比較的深いために内陸地殻内地震のように断層近傍で大きな被害が局所的に起きることはないが，被害が発生する領域が広範囲に亘ることが多く，震度分布にもその特徴が現れる[神田・他(2008)]．そのため，主に内陸地殻内
地震の地震規模を推定するためによく用いられてきたある震度以上の地域面積に基づく手法[例えば，村松(1969)]をスラブ内地震に適用すると，マグニチュー
ドは過大に評価される可能性がある．これが一つの原因と考えられるが，スラブ内地震と考えられる歴史
地震のマグニチュードは過大になっている傾向にあった．髙橋・他(2008)は 1649 年以降の芸予地域のス
ラブ内地震について，2001 年芸予地震など最近のス
ラブ内地震を基準とした震度インバージョン解析によって検討し，最大で M7.4 だった宇津(1982)や宇佐美(2003)によるマグニチュードを M6.9 以下と見直した．
同様にして豊後水道のスラブ内地震[神田・他(2008)]
や九州・南西諸島のスラブ内地震[武村・他(2009)]もマグニチュードの見直しが行われている．
本論文では，最近の震度データの分析に基づいて地域的な距離減衰特性や観測地点の揺れ易さを考慮したスラブ内地震の特性を把握し，フィリピン海
プレート内部で発生した可能性のある今までに検討が行われていない歴史地震について検討を行い，ス
ラブ内地震としてのマグニチュードを再評価する．

(2008)]．そこでここでは，震度インバージョン解析を用いず，仮定した震源断層面の放出エネルギー分布を均質として仮定し等価震源距離を求めることによって断層面の広がりのみ考慮し，震度の評価残差が最小となるマグニチュードを探す手順で評価を行う．

2.2 解析対象地震と震度データ
解析対象とするフィリピン海プレート上面付近のス
ラブ内地震としては，南海トラフ沿いで発生した歴史
地震で，最近の地震を参考にある程度の被害が発生する可能性 のある宇佐美(2003)および宇津(1979,
1982)において元のマグニチュードが M6.5 以上と評価されている地震とする．選定した地震の諸元をまとめて表１に示す．なお，プレート境界地震と考えられ
る慶長，宝永，安政および昭和の東海・東南海・南海
地震，太平洋プレート内部の深い地震や内陸の浅い地震と考えられているもの[宇佐美(2003)]，さらに被害記録から推定された震度データが少なく地震規模の推定が難しい 1589 年より古い地震については対象から除いた．また，芸予（安芸灘，伊予灘）付近については髙橋・他(2008)，豊後水道付近については神田・他(2008)，さらに九州から南西諸島の深い地震については武村・他(2009)で，表 2 に示すように既に検討が行われているのでそれらの文献の結果を参照す
る．図 1 に解析対象の地震および既検討の地震をまとめて震央分布を示す．実線は地震調査研究推進本部(2009)による震源断層を予め特定しにくい地震の地域区分で，この地域ごとに距離減衰式などの評価を行う．
震度データは，1899 年の地震を除き宇佐美(2010)を用いるが，1769 年の地震は異なる震央と震度分布を示している松浦・他(2003)も用いる．表 1 および図 1§2. 解析方法ならびにデータには両方を示している．1899 年の地震は，中央気象
2.1 解析概要
台からの情報をまとめている濱松・宇佐美(1985)の震最 初 に ， 気 象 庁 の デ ー タ [ 気 象 庁 (2011~2012 ，度データに被害から評価したものを加えた Kanda and2012)]に基づいて，南海トラフ沿いの地域で発生し，スラブ内地震と考えられる 1997 年以降の地震の計測
Takemura(2005)を用いる．解析には地点としてデータ
震度分布および 1996 年以前の地震の体感震度デー
処理する必要があるので，それぞれの市町村の役場
タを収集分析し，震度の距離減衰式および局所地盤の位置など町の中心と考えられる地点の座標を用いの揺れやすさを表す指標である相対震度を評価する． る．図 2〜8 に解析対象とする地震の震央と震度分布
解析対象とする歴史地震の震度分布は，被害から推を示す．
定された宇佐美(2010)などの既存のデータを相対震表 1 解析対象のスラブ内地震の地震諸元度で補正し，揺れ易さの影響を除いたものを用いる．
Table 1 Hypocentral parameters of intra-slab earthquakes
震源断層を仮定し距離減衰式から評価した震度
considered in this study.
分布と歴史地震の実震度との残差が最小となるマグ
日付
東経
北緯
元の M
地震名称
震央地域
1589/3/21
138.2
34.8
6.7
駿河・遠江
東海
ニチュードを評価する．なお，スラブ内地震の場合，
1686/10/3
137.6
34.7
7.0±0.25
遠江・三河
東海
断層は内陸地殻内地震に比べて深く，断層面の大き33.0 7.75±0.25①132.1豊後水道
1769/8/29
日向・豊後
32.25
7.2
さはプレート境界地震に比べて小さいため，震度イン②132.03
日向灘
1802/11/18
136.5
35.2
6.5〜7.0
畿内・名古屋東海
バージョン解析によって断層面の放出エネルギー分
1819/8/2
136.3
35.2
7.25 伊勢・美濃・近江 東海
布の不均質性を考慮しても，等価震源距離への影響
1855/11/7
137.7534.5
7.0〜7.5
遠州灘
東海
1899/3/7
136.1
34.1
7.0
は小さく，結果として評価されるマグニチュードはほと
三重県
東南海*）地震諸元は宇佐美(2003)による．ただし，1899 年の地震は宇津(1979)，1769
んどのケースで変わらない[髙橋・他(2008)，神田・他
年の地震の②は松浦・他(2003)による．

- 36 -

表 2 既検討のスラブ内地震の地震諸元と見直し M
Table 2 Hypocentral parameters of intra-slab earthquakes
analyzed previously.
日付東経

北緯 元の M

1649/3/17

132.5

33.7

1686/1/4

132.6

34.0 7.0〜7.4

1749/5/25

132.6

33.2

6.8

1854/12/26

132.0

33.25

7.4

7.0

震央

地域

見直し
M

参考
文献

伊予灘

芸予

6.9

(a)

安芸灘

芸予

6.8〜6.9

(a)

伊予宇和島

南海

6.6〜6.7

(b)

豊後水道

豊後水道

7.0

(b)

1857/10/12 132.75

34.0

7.25

安芸灘

芸予

6.8

(a)

1905/6/2

34.1

7.25

安芸灘

芸予

6.7

(a)

132.5

1909/11/10

131.1

32.3

7.6

宮崎県西部

九州

7.3

(c)

1911/6/15

130.0

28.0

8.0

喜界島

南西諸島

7.9

(c)

*)参考文献は，(a)髙橋・他(2008)，(b)神田・他(2008)，(c)武村・他(2009)．元のM は宇佐美(2003)による．ただし，1905 年以降の地震は宇津(1979)による

図 3 1686 年 10 月 3 日遠江・三河の地震の震度分
布[宇佐美(2010)]，×は表１に示す震央
Fig. 3 Seismic intensity distribution of the 1686 event[Usami(2010)]. A cross shows the epicenter.

図 4 1769 年 8 月 29 日日向・豊後の地震の震度分
布．震度 5.5 以上は地点名を表示．×は表１に示す
震央．(a)宇佐美(2010)，(b)松浦・他(2003)

図 1 分析に用いた歴史地震の震央分布
Fig. 1 Epicenter distribution of historical earthquakes.

Fig. 4 Seismic intensity distribution of the 1769 event. A crossshows the epicenter. (a) Usami(2010), (b) Matsu’ura et al.
(2003).

図 2 1589 年 3 月 21 日駿河・遠江の地震の震度分
布[宇佐美(2010)]，×は表１に示す震央
Fig. 2 Seismic intensity distribution of the 1589 event[Usami(2010)]. A cross shows the epicenter.

図 5 1802 年 11 月 18 日畿内・名古屋の地震の震度分布[宇佐美(2010)]，×は表１に示す震央
Fig. 5 Seismic intensity distribution of the 1802 event. A crossshows the epicenter.

- 37 -

図 8 1899 年 3 月 7 日三重県の地震の震度分布[Kanda and Takemura(2005)]，×は表１に示す震央
Fig. 8 Seismic intensity distribution of the 1899 event. A crossshows the epicenter.

図 6 1819 年 8 月 2 日伊勢・美濃・近江の地震の震度分布[宇佐美(2010)]．下図は震央近傍の拡大図で震度６弱以上は地名表示，×は表１に示す震央
Fig. 6 Seismic intensity distribution of the 1819 event. A crossshows the epicenter. Lower figure shows a detail map withnames of major places near the epicenter.

図 7 1855 年 11 月 7 日遠州灘の地震の震度分布[宇佐美(2010)]，×は表１に示す震央
Fig. 7 Seismic intensity distribution of the 1855 event. A crossshows the epicenter.

§3．距離減衰式および相対震度の評価
3.1 評価に用いた地震
距離減衰式および相対震度の評価には，計測震度データのある 1997 年から 2012 年 6 月までの地震で，気象庁マグニチュードが MJ≧4.0 かつ最大震度が 2.5 以上の地震とする[気象庁(2011~2012，2012)]．
しかし，規模の大きな地震が少ないため距離減衰式の評価には 1996 年以前の MJ≧6.0 の地震の体感震度のデータも用いる．これらの地震の震央分布を図 9に示す．地域区分は，地震調査研究推進本部(2009)による震源断層を特定しにくい地震のものをさらに細分した東海，東南海，南海，芸予，豊後水道を細実線で示すように定義する．東海，東南海，南海，芸予
および豊後水道の地域では，プレート間の固着が強い，もしくはゆっくりすべりおよび深部低周波地震などの発生する領域で，プレート境界地震はほとんど発生していないと考えられる．そこで，深さ 20〜80km の
プレート境界[弘瀬・他(2007)]より深い地震で，1944
年昭和東南海および 1946 年昭和南海地震とその余震を除いたものをスラブ内地震と仮定して用いる．

図 9 分析に用いた近年のスラブ内地震の震央分布
破線はフィリピン海プレート深さ［弘瀬・他(2007)］Fig. 9 Epicenter distribution of recent intra-slab earthquakes.
Broken lines show the depth of Philippine Sea plate [Hirose etal. (2007)].

- 38 -

表 3 日向灘を震源とし，MJ≧6.5 で体感震度３以上を観測した地震の諸元[気象庁(2012)]の地震としては 1987/3/18 の地震のみを評価に用いる．1997 年以降については図 10 に示す F-net の震源メカニズム解に基づいて LT 型を除き，図 10 に日付を示した地震のみを評価に用いる．
最終的に分析に用いた地震の数は，東海 30，東南海 22，南海 28，芸予 17，豊後水道 12，日向灘 16となり，震度データ総数は，東海 10111，東南海 6700，
南海 4097，芸予 5360，豊後水道 1845，日向灘 2896
であった．

Table 3 Hypocentral parameters of earthquakes (MJ≧6.5, Imax≧3) in Hyuga-nada [JMA(2012)].
番号

年

月日 時刻

経度

緯度

MJ

深さ
(km)

震源*)

①
②
③
④
⑤
⑥
⑦
⑧
⑨
⑩
⑪
⑫

1929
1931
1939
1941
1961
1968
1969
1970
1984
1987
1996
1996

522 1:35
1102 19:02
320 12:22
1119 1:46
227 3:10
401 9:42421 16:19
726 7:41
807 4:06
318 12:36
1019 23:44
1203 7:17

131.888132.002131.747132.133
131.887
132.533132.117132.033132.153132.062132.008
131.680

31.74831.79032.08332.11831.64532.28332.15032.06732.38331.97331.79831.768

6.9
7.1
6.5
7.2
7.0
7.5
6.5
6.7
7.1
6.6
6.9
6.7

59
28
57
33
37
30
10
10
33
48
34
38

−
−
LT 型
LT 型
LT 型
LT 型
LT 型
LT 型
LT 型
スラブ内
LT 型
LT 型

3.2 震度の距離減衰式
3.2.1 回帰分析
震度 I の距離減衰式については，震度インバージ
ョン解析に用いたもの[例えば神田・他(2003)]と同じで，震源距離 X，気象庁マグニチュード MJ および相対震度 Ir を用いて(1)式で表す．相対震度 Ir は 3.3 節
で述べるが地点ごとの震度の揺れ易さを表す．

*) Shiono(1977)，Shiono et al. (1980), 角田・後藤(2002)

I  a log X  bM J  c  I r(1)

ここで，a,b,c は回帰分析によって得られる係数であり，神田・他(2003)に示した手順で評価する．すなわち，
まず，図 9 で震央を示した東海・東南海・南海域および日向灘のそれぞれの領域で発生した地震を分析に用いて，地震ごとに logX の傾き a を求め，その平均を採用する．次に全ての地震から MJ に関する傾き bと切片である定数項 c を求める．最終的に距離減衰式として(2)式と(3)式を得た．
東海・東南海・南海：
I  4.37 log X  1.36M J  3.59
日向灘：I  4.32 log X  1.31M J  3.77
図 10 最大震度 3 以上を観測した日向灘の海洋プレートの境界付近で 1997 年以降に発生した地震の震源メカニズム[防災科学技術研究所 F-net]．スラブ内
地震のみ日付，マグニチュード表示．星印と丸数字
は表 3 に示す地震と対応
Fig. 10 Map showing source mechanism of earthquakes after
1997 from F-net by NEID in Hyuga-nada, Southwest Japan.
Captions of occurrence date and magnitude are attached for
intra-slab events. Numbers in circles with stars showing theirepicenters correspond to events listed in table 3.

一方，日向灘についてはプレート境界と考えられる
低角逆断層（LT 型）の地震がスラブ内の地震と同様に多く発生している．そこで，Shiono(1977)，Shiono etal. (1980), 角田・後藤(2002)および F-net の震源メカ
ニズム解を参考に LT 型の地震を除く．表 3 に地震年報[気象庁(2012)]から検索した 1926 年〜1996 年に日向灘で発生した主な地震を示す．ほとんどの地震
が LT 型 で ， ス ラ ブ 内 地 震 と 確 認 で き た も の は
1987/3/18 の地震（MJ6.6）のみであった．1996 年以前

(2)
(3)

ここで，震源距離 X は面震源の場合は均質のエネル
ギー分布を仮定した(4)式から算定される等価震源距
離 Xeq を用いる．
2
X eq
,k 

 1 X  n
2
i,k

(4)

i

ここで，Xi,k は観測点 k から小断層 i の中心までの距
離で，n は小断層の総数とする．歴史地震の断層面の大きさは，フィリピン海プレート境界付近のスラブ内地震である芸予地震[髙橋・他(2008)]での設定を参照し，M7 クラスの標準的な断層面として 32×16km2とし，2×2 km2 の小断層 n=128 に分けて(4)式で等価
震源距離を求める．
MJ に関する傾き b と切片 c の適合性を示すために，地震ごとに I+alogX の全観測震度データの平均値を
マグニチュード MJ に対してプロットして示す．東海・
東南海・南海の(2)式に対するものを図 11(a)に，日向
灘の(3)式に対するものを図 11(b)に示す．概ね線上- 39 -

震度に関係した短周期地震動の励起の大小関係をにプロットされ，(2)式および(3)式に対する地震による示しており，地域差が震度で最大 0.3 程度あることがばらつきは小さく，分析に用いた地震はほぼ線上に分かる．
あり，マグニチュードと震度が線形の関係にある．日
7
向灘のプレート境界地震と考えられる図 11(b)に参考のためにひし形で示した LT 型の地震は実線で示し
6
MJ=7.0た(3)式に比べて小さい傾向が見られ，スラブ内地震
5に比べて短周期地震動の励起は小さいことが分かる．
震4
気象庁マグニチュードに対する非線形特性は見られ度なかった．表 1 に示したスラブ内の歴史地震に対して，
3
東海・東南海・南海(2)式および(3)式が適用できるものとして以後の検討
日向灘
2
芸予［髙橋・他(2008)］
を行う．
豊後水道近傍［神田・他(2008)］
1

14
13

10

(a)

Fig. 12 Comparison of attenuation relationship among sourceareas.
1.36MJ +3.59
東海
東南海
南海

6
4.0
13

1000

図 12 距離減衰式の地域の比較（MJ=7.0）

震 12
度
＋ 11
距 10
離
項 9
平 8
均
7

14

100
震源距離(km)

4.5

5.0

5.5

MJ

6.0

6.5

7.0

7.5

(b)

震 12
度
＋ 11
距 10
離
項 9
平 8
均
7

1.31MJ +3.77
1997年以降E[I+4.32logX]
1987年3月18日
1996年以前LT型E[I+4.32logX]

6
4.0

4.5

5.0

5.5

MJ

6.0

6.5

7.0

7.5

図 11 マグニチュードに対する距離で補正した震度．
(a)東海・東南海・南海，(b)日向灘
Fig. 11 Relationship between JMA magnitude and averageintensity level without distance attenuation effect. (a)Tokai,
Tonankai, and Nankai, (b) Hyuga-nada.

3.2.3 定数項と短周期地震動の励起
震度の距離減衰の(1)式の右辺の第 3 項の定数項
c は，震源距離やマグニチュードの影響を除いた残差を表している．地震ごとにみると，この項は震度に関係した短周期地震動の励起の大小を示している．
図 9 に震央を示した地震について震源深さに対する
この項の値を，地域ごとに凡例を変えて図 13 に示す．
距離減衰式の a および b が異なると定数項 c の比較ができないので，芸予，豊後水道，日向灘については(2)式に当てはめて，各地震で残差が最小になるよ
うに定数項 c を求め直した．バラツキは大きいが，震源深さが深くなるほど定数項は大きくなる傾向が見られる．同じ震源深さでは地域の有意な差は見られな
い．東海，南海および日向灘の地震は他の地域に比べて浅い地震が多いため定数項は小さめであることが分かる．このような地域による震源深さの差が距離減衰式の差を生じさせており，図 12 に示した地域の差はこれが主な原因と考えられる．
4.5

3.2.2 地域間の比較得られた距離減衰式(2)式および(3)式と隣接する地域の距離減衰式を比較する．芸予地域および豊後水道に関する既存の距離減衰式をそれぞれ(5)式，および(6)式に示す．

4.0

東南海
南海
芸予
豊後水道

2.0

芸予［髙橋・他(2008)］：I  4.2 log X  1.29M J  3.88
豊後水道［神田・他(2008)］：I  4.2 log X  1.33M J  3.71

東海

3.5
定
数
3.0
項
c
2.5

日向灘

(5)

1.5
20

(6)

30

40

50
60
震源深さ(km)7080

図 13 (2)式の場合の震源深さと定数項 c の関係

スラブ内地震としてはこの地域の歴史地震で最大級の MJ=7.0 を代入して距離減衰式の地域間の比較を図 12 に示す．同じ地震規模で震度の値は，東海・東南海・南海および日向灘はほぼ同じであるが，芸予と豊後水道近傍はそれよりは若干大きい．これは，Fig.13 Relationship between focal depth and constant term cof intensity attenuation equation (2).

3.3 相対震度
相対震度 Ir は，(1)式に示すように実際に観測される震度と距離減衰式から評価される震度の差として- 40 -

定義し，その観測地点の揺れやすさを表す．相対震度は大きいほど揺れやすいことを示し，東海・東南
海・南海では(2)式，日向灘では(3)式によるそれぞれの評価震度を観測震度から除いた値で，伝播経路と表層地盤増幅の影響が含まれる．観測震度から相対震度を除くことによって，震源特性の影響だけを明らかにすることができる．相対震度は震度観測点に対してそれぞれの最近の地震の震央地域ごとに平均して求める．図 14 に東海地域を震央とする地震を例に震度観測点の相対震度分布を示す．歴史地震の震度
データのある地点は，必ずしもこの震度観測点近傍にない場合もあり，揺れやすさは，隣接した地点でも表層微地形の差によって大きく異なることがあるので，
相対震度の精度を高めるために以下に示す手法によって補間することにする．
補間は，単純に線形補間するのではなく神田・武村(2010)で示した手法により，表層地盤増幅率で空間的に重みをかけて補間することにする．用いる表層
地盤増幅率i は，図 15 に示す Vs=400m/s 相当の地盤を基盤とする J-SHIS による 250m メッシュのデータ[若松・松岡(2008),防災科学技術研究所(2012)]とす
る．震度観測点の相対震度は，図 9 で示した地震ごとに求め，震央地域ごとの地震で平均して評価する．

(a)

(b)

(c)

(d)
図 14 東海域の震度観測点の相対震度 Ir
Fig. 14 Site correction factor Ir at observation stations for Tokai
region earthquakes.

図 15 Vs400m/s 相当を基盤とした地盤増幅率

図 16 地盤増幅率により補間した相対震度 Ir 分布．
(a)東海，(b)東南海，(c)南海，(d)日向灘[J-SHIS に基づいて算定]
Fig. 15 Distribution map of soil amplification factor from baselayer of 400m/s in shear velocity.

Fig. 16 Distribution map of site correction factor Ir estimatedwith soil amplification factors. (a) Tokai, (b)Tonankai,(c)Nankai and (d) Hyuga-nada areas.

- 41 -

得られた相対震度分布を震央地域ごとに図 16 に示す．相対震度は，表層地盤での増幅の影響で沖積平野や盆地で大きく，山地で小さくなる傾向が見えるが，深い地盤での減衰構造の影響も見られる．例
えば，東南海では海洋プレートが沈み込む方向である大阪，兵庫方面は小さく，平行方向の愛知方面は大きくなる傾向がある．大阪，兵庫方面は伝播経路にあるマントルウェッジでの大きな減衰構造，および愛知方面は海洋プレート内部や付加体での減衰の小さい層の存在［纐纈・古村(2002)，中村・植竹(2012)］によるそれぞれの影響と考えられる．

§4．震度によるマグニチュード評価
4.1 東海・東南海域の歴史地震
4.1.1 断層面の仮定
表 1 に示した東海および東南海の地域で発生した
6 つの歴史地震を対象としてマグニチュードを再評価する． 図 17(a)に表 1 に示した地震の震央とその近傍の最近の地震の F-net による震源メカニズムを示す．
横ずれと逆断層が多いことがわかる．この参照したメ
カニズムから図 17(b)に示す二つの断層面を仮定する．ただし，1589 年の地震が参照している 2009/8/11
駿河湾の地震は，Hi-net の観測による余震分布などから静岡県の陸地寄りは概ね北東傾斜が卓越することが指摘されているので，北東傾斜の断層面だけ選択した[例えば，川辺・他(2010)]．また，震源深さは，
弘瀬・他(2007)のプレート境界深さを参照し，断層面上端がプレート境界深さより浅くならないように設定した．以上のような仮定のもと設定した断層面のパラメ
ータをまとめて表 4 に示す．
4.1.2 マグニチュードの推定
各歴史地震について，図 17 に示した仮定断層面を用いて(4)式から震度データ地点の等価震源距離を求める．次にマグニチュードをパラメータにして(2)式を用いて震度分布を求め，相対震度で補正した観測震度との残差を求める．残差が最小となるマグニチ
ュードを最適 M として得る．この最適 M は震度から推定したマグニチュードなので以後 MI と表記する．
地震ごとに図のキャプションに示す MI の場合の等価震源距離と相対震度で補正した震度の関係を図
18〜28 に示す．仮定した断層面が 2 つある地震は，両方の結果を示す．図中の点線は震度で±1.2 の範囲を示す．1.2 は震度の距離減衰式の誤差の RMS
値の約 2 倍で，この点線の範囲に震度データはほぼ収まる．
得られた MI は，1686 年の地震だけが断層モデルの違いによって MI=6.7 と MI=6.6 となり異なったが，他の地震は断層モデルによる差はなかった．MI の最大
は 1855 年の地震で MI=7.0 となった．これは，表 2 に示したように芸予や豊後水道の地域の最大値と同じである．

図 17 歴史地震の震源断層面のモデル化．(a)歴史
地震の震央（星印）と参照した最近の地震の震源メカニズム．(b)仮定断層面．赤丸はプレート境界に一番近い最浅点．破線はフィリピン海プレート深さ，一点鎖線は南海トラフ［弘瀬・他(2007)］．
Fig. 17 Fault model of historical intra-slab earthquakes; (a)Epicenter and referred fault mechanism of recent earthquakeand (b) assumed corresponding fault models with red circles
showing the shallowest angle proximate to the plate boundary.
Broken lines show the depth of Philippine Sea plate and a chainline shows the Nankai Trough [Hirose et al. (2007)].

表 4 スラブ内の歴史地震の仮定断層パラメータ
Table 4 Fault model parameters for historical intra-slab
earthquakes.
歴史地震
日付

断
層

1589/3/21
1686/10/3
1802/11/18
1819/8/2
1855/11/7
1899/3/7

①
②
①
②
①
②
①
②
①
②

震央
（断層中央）
東経
138.2

北緯
34.8

137.6

34.7

136.5

35.2

136.3

35.2

137.75

34.5

136.1

34.1

最浅点は図 17 に赤丸で示す- 42 -

走向 傾斜
307
195
303
142
254
142
254
97
5
16
262

47
62
60
71
44
71
44
81
77
58
57

最浅点 震源深さ
深さ (断層中(km) 央) (km)
21
24
23
36
36
38
40
18
19
33
32

26.9
31.1
29.9
43.6
41.6
45.6
45.6
25.9
26.8
39.8
38.7

図 18 1589 年地震の震度距離減衰(MI=6.7)
Fig.18 Intensity attenuation relationship of the 1589 earthquake.
The solid line shows Eq. (2) of MI=6.7.

図 21 1802 年地震の震度距離減衰(MI=6.5)（断層①）

図 19 1686 年地震の震度距離減衰(MI=6.7)（断層①）

図 22 1802 年地震の震度距離減衰(MI=6.5)（断層②）

Fig.19 Intensity attenuation relationship of the 1686 earthquake
for fault model No.1. The solid line shows Eq. (2) of MI=6.7.

図 20 1686 年地震の震度距離減衰(MI=6.6)（断層②）Fig.20 Intensity attenuation relationship of the 1686 earthquake
for fault model No.2. The solid line shows Eq. (2) of MI=6.6.

Fig.21 Intensity attenuation relationship of the 1802 earthquake
for fault model No.1. The solid line shows Eq. (2) of MI=6.5.

Fig.22 Intensity attenuation relationship of the 1802 earthquake
for fault model No.2. The solid line shows Eq. (2) of MI=6.5.

図 23 1819 年地震の震度距離減衰(MI=6.9)（断層①）
Fig.23 Intensity attenuation relationship of the 1819 earthquake
for fault model No.1. The solid line shows Eq. (2) of MI=6.9.

- 43 -

図 24 1819 年地震の震度距離減衰(MI=6.9)（断層②）

図 27 1899 年地震の震度距離減衰(MI=6.9)（断層①）

Fig.24 Intensity attenuation relationship of the 1819 earthquake
for fault model No.2. The solid line shows Eq. (2) of MI=6.9.

Fig.27 Intensity attenuation relationship of the 1899 earthquake
for fault model No.1. The solid line shows Eq. (2) of MI=6.9.

図 25 1855 年地震の震度距離減衰(MI=7.0)（断層①）

図 28 1899 年地震の震度距離減衰(MI=6.9)（断層②）Fig.25 Intensity attenuation relationship of the 1855 earthquake
for fault model No.1. The solid line shows Eq. (2) of MI=7.0.

Fig.28 Intensity attenuation relationship of the 1899 earthquake
for fault model No.2. The solid line shows Eq. (2) of MI=6.9.

4.2 1769 年 8 月 29 日日向・豊後の地震
4.2.1 検討概要
1769 年 8 月 29 日日向・豊後の地震については，
図 4 に示した宇佐美(2010)および松浦・他(2003)に基づいて二通りの検討を行う．震度評価に用いる距離
減衰式および相対震度は，それぞれ震央に対応したものとする．東海・東南海・南海地震と同様に，エネル
ギー均質の断層面を仮定し，震度の評価残差が最小となるマグニチュードを MI として求める．

図 26 1855 年地震の震度距離減衰(MI=7.0)（断層②）Fig.26 Intensity attenuation relationship of the 1855 earthquake
for fault model No.2. The solid line shows Eq. (2) of MI=7.0.

4.2.2 宇佐美(2010)に基づく評価
宇佐美(2010)に示された図 4(a)に示した震度分布
および震源位置を用いて最適マグニチュード MI を求める．震央が豊後水道に位置するので，神田・ 他(2008)で用いた距離減衰式(6)式および相対震度を用いる．断層面については，図 29 に示すように，神田・他(2008)の他の歴史地震と同様に走向は海洋プ
レートの沈み込み方向に垂直の 203°にし，傾斜は75°とする．丸で示した断層の最浅点が地震発生層
上面の深さになるようにした．この仮定断層面を用いて(4)式から震度データ地点の等価震源距離を求め，- 44 -

(6)式を用いて M をパラメータにして震度分布を求め，相対震度で補正した観測震度との残差を求める．残差が最小となるマグニチュードは MI=6.9 となり，その場合の震度の距離減衰の関係を図 30 に示す．

いて評価残差が最小となる MI を求める．MI =7.4 の場
合の距離減衰式の関係を図 32 に示す．MI が宇佐美
(2010)に基づくものより大きくなった主な原因は，日向
灘に震央を置く方が平均的には約 10km 震源距離は長くなることとともに，図 12 に示した距離減衰式の差にある．M7 前後ならば日向灘よりも豊後水道を震源とした方が，短周期の励起が大きく，マグニチュード
は小さめの評価となる．

図 29 1769 年地震の宇佐美(2010)の震央（星印）と仮定断層面．細点線は地震発生層上面の等深線，
太点線はスラブ内地震の発生帯である曲げフロント（プレートの変曲線） [松崎・他(2003)]．
Fig. 29 Epicenter of the 1769 event after Usami (2010) and its
fault model referred to the depth of upper surface ofseismogenic zone in the Philippine Sea plate and its so-calledbending front [Matsuzaki et al. (2003)].

図 31 1769 年地震の松浦・他(2003)の震央（星印）と
仮 定 断 層 面 ［ 2002/11/4 の 地 震 の 震 源 メ カ ニ ズ ム（F-net）を参照］．破線はフィリピン海プレート深さ[弘瀬・他(2007)]Fig. 31 Epicenter of the 1769 event after Matsu’ura et al.
(2003) and its fault model referred to fault mechanism of the
2002/11/4 earthquake. Broken lines show the depth ofPhilippine Sea plate [Hirose et al. (2007)].

図 30 1769 年の地震の宇佐美(2010)データによる震度距離減衰（MI=6.9）
Fig.30 Intensity attenuation relationship of the 1769 earthquake[Usami(2010)]. The solid line shows Eq. (6) of MI=6.9.

4.2.3 松浦・他(2003)に基づく評価
松浦・他(2003)に示された図 4(b)に示した震度分
布および震源位置を用いて最適マグニチュード MI を求める．松浦・他(2003)は震央を日向灘としている．
そこで，震源断層は，図 31 で示すように，近傍で発生した 2002/11/4 の地震(MJ 5.9)の F-net の震源メカニ
ズムを参考に走向を海洋プレートの沈み込み方向に垂直の 205°にして傾斜 84°の断層面を仮定し，断層の深さは最浅部で 20km とした．(3)式の距離減衰式と図 16(d)で示した相対震度で補正した震度を用

図 32 1769 年の地震の松浦・他(2003)データによる
震度距離減衰（MI=7.4）
Fig.32 Intensity attenuation relationship of the 1769 earthquake[Matsu’ura et al. (2003)]. The solid line shows Eq. (6) of
MI=7.4.

4.2.4 プレート境界地震の可能性
1769 年の地震については，松浦・他(2003)は暴風
雨の影響による風水害が含まれるため津波の被害が- 45 -

はっきりしない指摘しているが，羽鳥(1985)は津波の波源域を特定し，津波マグニチュード m=1 とみなしている．さらに，LT 型の 1941 年の地震(表 3 の④，
MJ=7.2，m=0.5)は，津波の波源域が 40km 程度南であるが，震度 5 の分布の広がりが 1769 年の地震と似ていることも指摘している．日向灘では 3.1 節で述べたように規模の大きな地震は LT 型の地震が多く発生している．また，震央および震源深さがあまり変わらな
ければ同じ経路を伝播するため地震動の減衰特性は変わらないと考えられ，ラディエーションなどの震源特性の影響は高振動数域では小さいことを考え合わせると，震度分布からスラブ内地震と区別することは難しい．また，纐纈・古村(2002)の指摘するように，深さ 34〜70km のマントルウェッジに低 Qs 値の層があるとすると，その層を伝播する深い地震では九州側で減衰が大きくなるため，図 4 に示すように九州側で震度が大きい分布が生じるためには 1941 年の地震のように深さ 34km までの浅い地震の可能性が高い．
以上のことから，1769 年の地震は，九州内陸また
はその近傍で発生する震源の深いプレート内の地震の可能性は低い．松浦・他(2003)が指摘するようなプ
レート内地震の場合ならば比較的浅い地震と考えられる．また，1941 年の地震のようなプレート境界地震（LT 型）の可能性もある．ただし，プレート境界地震とすると，図 11(b)で示したように短周期地震動の励起がスラブ内地震よりも小さいためマグニチュードは
MI=7.4 よりは若干大きくなる．例えば，表 3 の⑥に示した LT 型の 1968 年の地震は，m=1 [羽鳥(1985)]で，MJ=7.5 なので，1769 年の地震と同規模の可能性がある．
4.3 考察4.3.1 グリッドサーチによる震源位置の検証
ここまでの検討では，既存の研究の震央を中心として断層面を仮定して最適な地震規模を推定してきた．
ここでは，この仮定が正しいかどうかを検証するために，震源断層の位置について解析的に検討する．また，1769 年の地震については二つの断層面を仮定したので，どちらが優位なのかも検討する．検討対象は，
震度データが比較的多い 1819 年，1855 年，1899 年
および 1769 年の地震のみとする．検討方法は，断層面を傾斜，走向，深さを固定し，緯度および経度それ
ぞれ 0.02 度刻みで水平方向に動かすグリッドサーチを行い，観測震度と評価震度の残差を評価する．
1819 年，1855 年，1899 年および 1769 年の地震について評価した残差を断層面の中心位置にプロットとしてコンターにしたものを図 33〜図 36 にそれぞれ示す．
色が濃いほど残差が小さくそこに震源断層がある可能性が高いことを示している．
図 33 に示す 1819 年に地震の結果は，もう少し南南東に位置する可能性を示している．従来の震央は，琵琶湖周辺の震度が大きかったためその近傍に置かれたと考えられるが，この地域は地盤が軟弱で震度には表層地盤増幅の影響が多分に含まれる．従って，相対震度を考慮すれば震央を琵琶湖から少し離してもこの地域の震度分布を説明できる．
図 34 に示す 1855 年の地震の結果は少し南に位置する可能性を示している．しかし，震度データは陸地側のみで震源より南の海側にはないため南北方向の精度は十分ではない．従って，これだけの情報では，この結果の真偽を判断できない．
図 35 に示す 1899 年の地震の結果は震央がほぼ正しいことを示している．従来の震央で問題ないと考えられる．
図 36 に示す 1769 年の地震については，(b)に示す
松 浦 ・ 他 (2003) の デ ー タ に 基 づ く 結 果 は 松 浦 ・ 他(2003)の震央とほぼ整合している．しかし，(a)に示す
宇佐美(2010)のデータに基づく結果は，震央を豊後水道より南に置いた方が残差が小さい．この残差の小さい領域は，羽鳥(1985)による波源域に重なる．従って，1769 年の地震はどちらの震度データに基づいても豊後水道ではなく日向灘の地震の可能性が高いと考えられる．

図 33 評価残差分布コンター（1819 年地震，MI=6.9）．
星印は表１の震央，矩形は表 4 で示した元の断層面で，図 34~36 の表記も同様である．
Fig. 33 Residual error distribution of intensity of the 1819
event derived by grid search. A star shows the epicenter (Seefig.1) and a rectangular solid line shows the original fault
model (See table 4). The same notations apply to the following
figures 34 ~ 36.

図 34 評価残差分布コンター（1855 年地震，MI=7.0）
Fig. 34 Residual error distribution of intensity of the 1855
event derived by grid search.

- 46 -

§5. まとめ南海トラフ沿いの東海から日向灘の沈み込み帯で発生したスラブ内の歴史地震を対象に，被害記録から推定された震度データに基づいてマグニチュードの見直しを行った．得られた結論をまとめると以下の通りである．

図 35 評価残差分布コンター（1899 年地震，MI=6.9）
Fig. 35 Residual error distribution of intensity of the 1899
event derived by grid search.

(a)宇佐美(2010) MI=6.9 (b)松浦・他(2003) MI =7.4
図 36 評価残差分布コンター（1769 年地震）
Fig. 36 Residual error distribution of intensity of the 1769
event derived by grid search.

4.3.2 歴史地震の地震規模の見直し結果
歴史地震について震度から最適マグニチュードを求めた結果をまとめて表 5 に示す．表 2 とまとめてフィ
リピン海プレート内部のスラブ内地震のマグニチュー
ドについて考察すると，東海，東南海，南海の領域では歴史地震の最大規模は MI =7.0 となった．これは，隣接する芸予，豊後水道の地域と同じである．日向
灘については，1769 年の地震が MI =7.4 となった．ただし，この地震はプレート境界地震の可能性がある．

表 5 スラブ内地震としての歴史地震のマグニチュー
ドの見直し結果
Table5 Reevaluated magnitude of historical intra-slab
earthquakes.
日付1589/3/21
1686/10/3
1769/8/29
1802/11/18
1819/8/2
1855/11/7
1899/3/7

元の M
6.7
7.0±0.25
7.2
6.5〜7.0
7.25
7.0〜7.5
7.0

震央
駿河・遠江
遠江・三河
日向灘
畿内・名古屋
伊勢・美濃・近江
遠州灘
三重県

地域
東海
東海
日向灘
東海
東海
東海
東南海

MI
6.7
6.6〜6.7
7.4
6.5
6.9
7.0
6.9

(1) 近年の地震記録を用いてスラブ内地震の震度の距離減衰式を評価すると，距離減衰式の定数項は，震源深さに対して大きくなる依存性が見られた．これは短周期地震動の励起が深くなるほど大きくなる傾向を示している．場所によって震源深さが異なるため，これが距離減衰式の地域的な差を生じさせていると考えられる．
(2) 東海域でのスラブ内地震の地震規模は，1855
年 11 月 7 日遠州灘の地震が最大で，MI=7.0 と評価された．
(3) 東南海域でのスラブ内地震の地震規模は，1899
年 3 月 7 日三重県の地震が最大で，MI=6.9 と評価された．
(4) 1769 年 8 月 29 日日向・豊後の地震は，日向灘を震央とする地震の可能性が高い．この地震を
日向灘のスラブ内地震とすると，MI=7.4 と評価された．ただし，震度分布からは浅い地震と考えられ，この地域の被害地震としては低角逆断層地震が多く発生していることを考慮すると，プレート境界地震の可能性もある．
(5) スラブ内地震としての距離減衰式や揺れ易さを厳密に評価して，南海トラフ沿いのスラブ内の歴
史地震のマグニチュードを見直すと，既存の M
より小さくなる地震が多かった．
(6) 南海トラフ沿いのスラブ内で発生した東海，東南
海，南海および芸予・豊後水道の歴史地震について 16 世紀末からの歴史地震の範囲でまとめると，最大マグニチュードは MI=7.0 となった．ただし，武村・他(2009)などの既存の研究によれば，
九州から南西諸島の深い地震に MI=7.0 を上回るものが発生しており，対照的である．
謝辞
本稿の作成にあたって，釜田正毅氏，匿名の査読者および編集者の行谷佑一氏から極めて有益なご意見を頂き，本論文の改善に非常に役立ちました．
防災科学技術研究所 F-net の震源メカニズム解を用いています．ここに記して深く感謝の意を表します．
対象地震：1589 年駿河・遠江，1686 年遠江・三河，1769 年日向・豊後，1802 年畿内・名古屋，1819 年伊
勢・美濃・近江，1855 年遠州灘，1899 年三重県の地
震- 47 -

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