地震ジャーナル●Earthquake Journal

66 2018年12月

66

2018年 12月

エッセイ

警報の鉄則と宿命 ●西出則武

2018 年 6 月 18 日大阪府北部の地震 ●岩田知孝/飯尾能久/
松島信一＿＿＿ 1

2018 年大阪府北部地震の周辺活断層と地震活動への影響 ●遠田晋次＿＿＿ 9
北海道東部沖の巨大地震の可能性 ●佐竹健治＿＿＿22
福島県で節目を迎えた自然災害＿ 1888 年磐梯山噴火と1938 年福島県東方沖地震＿ ●室谷智子＿＿＿30

2015 年 5 月 30 日小笠原諸島西方沖深発地震と異常震域の謎 ●古村孝志＿＿＿40
フィリピン地震火山監視強化と防災情報の利活用推進

公＿＿＿52
ハワイ島で起きる地震の原因と特徴 ●山田卓司＿＿＿60<平成 22～26 年度 SATREPS 課題の概要> ●井上

地震の揺れを伝えない技術への挑戦 ●梶原浩一＿＿＿64
2018 年北海道胆振東部地震（速報） ●岡田義光＿＿＿70●書評＿＿＿＿＿74●新刊紹介＿＿＿77●ADEP情報＿＿77
囲み記事

地震予知総合研究振興会

地震波干渉法とは何か
福井地震から 70 年
韓国初の液状化被害

地震予知総合研究振興会
ASSOCIATION FOR THE DEVELOPMENT OF EARTHQUAKE PREDICTION

エッセイ

警報の鉄則と宿命
西出則武

気象庁では，地震に限らず，警報等を発表する業
務に携わってきました．気象と地震・火山とでは，
数値予報モデルの有無という点では差があります
が，警報を発表する考え方には共通点があります．
警報を適切に受け止めていただくためにぜひ知っておいてほしいことなのですが，誤解されやすいので，退職するまで話す機会はありませんでした．
西出則武
警報は科学的な予想である予報の中で人命に関わ
［にしで
のりたけ］
る重大なものです．出し遅れや見逃しは極力避けな
現職 株式会社富士通
ければなりません．そのため，警報には二つの鉄則研究所シニアアドバイがあると思います．
ザー，東北大学特任教
一つ目は，「満点の答案でも間に合わなければ零授点」です．壁の後ろにいる象が鼻先だけを見せたと
略歴 1954 年石川県小きに体重を予想するのが緊急地震速報，頭まで見え
松市生まれ．1979 年東京大学大学院理学系研
るか見えないうちに予想するのが津波警報だとたと究科修士課程（地震学
えて説明しています．限られた時間内に得られる限専攻）修了ののち気象られたデータを限られた時間内に解析して現象を予庁入庁．福岡管区気象
測しなければならないので，後から見れば不十分な
台長，地震火山部長，答案だと批判される宿命にあります．
予報部長等を経て 2014
二つ目は，「合理的な予測幅の中で最悪の現象を
年気象庁長官，2016 年
想定」です．シンプルで理解しやすいと思い，津波より現職
警報で説明しています．紀伊半島沖を震源とする研究分野 地震学
M8 の地震が発生しても，それが東南海地震か南海
その他 テレビ朝日防災アドバイザー，長野
地震かは 2〜3 分ではわかりません．詳しい解析を
県防災総合アドバイしていたら津波がきてしまいます．そこで，可能性
ザー，一般財団法人砂がある複数の地震断層から予想される津波をデータ
防 ･ 地すべり技術セン
ベースから取り出し，沿岸の地点ごとに比べて悪い
ター理事（高い，早い）ほうを採用し，その結果から津波警報を発表します．M8 を大きく上回る地震と判断でき
れば，全体が破壊した M9 級の地震による津波を想定して津波警報を発表します．結果的に，一部の地域で予測どおりでも，大半の地域では過大となり，批判される宿命にあります．それでも，逃げてくれれば人命は救えると考えます．「狼少年」にならないためには，このことを理解してもらう努力と，社会がこれを容認してくれるよう予測の幅を小さくする努力を続ける必要があります．
「合理的な」がキーワードだと思います．最新の地震学と周辺科学・技術をもってしても予測には幅があることを，ていねいにわかりやすく説明する
努力が欠かせません．
一方，予測の幅を狭め，間に合う答案の成績を上げるためには，地震学と周辺の科学・技術の発展が不可欠です．
私が若い頃には日単位の時間を要したような高度な解析処理が今では分単位でできるようになってきていることを考えれば，未来は明るいと期待しています．

2018 年 6 月 18 日大阪府北部の地震
岩田知孝・飯尾能久・松島信一
地震活動域の直上において，京都大学防災研究
1． は じ め に所・九州大学・東京大学地震研究所合同地震観測班による臨時地震観測が行われ，約 100 点の高感

平成 30 年 6 月 18 日 7 時 58 分頃に大阪府北部

度地震観測点が設置された．図 3 は，オンラインの深さ約 15 km で気象庁マグニチュード 6.1 の地の 4 点と周辺の定常観測点（（国研）防災科学技

震が発生した．この地震により，大阪府で最大震術研究所，気象庁，（国研）産業技術総合研究所，

度 6 弱を観測し，被害を伴った．この地震の発震

京都大学防災研究所による）を合わせて処理した機構は西北西︲東南東に圧力軸を持つ型であった

予察的な地震活動分布である2）．下の 2 つのパネ

（以上，地震調査研究推進本部1））．ここでは地震

ルはそれぞれの領域の断面図である．周辺の微小（以下，震源のことを指す）の概要とその発生場，

地震は深さ 5～15 km くらいで発生していること

強い揺れとなった理由，そして揺れによる被害のがしられているが，今回の地震活動は深さ 9～13

概要について報告する．

km 程度の地震発生域の深部のみで起こっている
ことがわかる．

2． 余震分布と活断層

図 2 では「もわっと」見えていた地震分布が，
図 3 を見ると，北側の約 45°で東に傾斜する分布

本節では，この地震の概要と周辺の地震活動やと南側のほとんど垂直で南に少し傾斜している分

活断層の分布についてまとめる．大阪府北部の地

布の 2 つで構成されていることが分かる．この付

震は有馬︲高槻断層帯（ATL）の東端近くで発生

近では，東西の圧縮力による横ずれ型と逆断層型した．図 1 には，この地震の震源メカニズムを表の微小地震が混在して発生することがしられてお

す初動解および CMT（Centroid Moment Tensor）

り，この地震分布と合わせると，北側の断層は，1）解を示す ．初動解は断層破壊がはじまった時点

断層の東側の岩盤が西側に対してせり上がる逆断でのメカニズムを表していると考えることがで

層型，南側の断層は，断層の北西側が南東側に対き，ほぼ東西方向に圧力軸を持つ逆断層型を示し

して相対的に右へずれる横ずれ型であることが推ている．一方，CMT 解は断層破壊全体の特徴を定される．横ずれ型の断層は，北から時計回りに表していると考えることができ，初動解とは異な

50°程度回転した走向をもっている．2 つの異なり，ダブルカップル（二対の偶力）震源としてはる向きの断層が活動したと推定されることが，震横ずれが卓越した解が求められているのと同時

央分布が「もわっと」見えていることや，図 1 でに，灰色の領域が帯のように広がっている．これ

見えた初動および CMT の震源メカニズム解の違は，単純な 1 つの断層面で破壊したようなダブル

いの理由といえる．

カップル震源で表現できていない複雑な断層破壊が起きたことを表している．
図 2 に，この地震の地震活動を周辺の活断層地
1）

この 2 つの断層と活断層との関係はなかなか難しい．北側の逆断層型の断層が ATL の地表ト
レースのほぼ真下に存在する一方，南側の横ずれ図とともに示す ．気象庁による地震活動の震央型の断層は 2 km 程度南へ外れている．ATL 付

分布は ATL の地表トレースの周辺に「もわっと」

近を境に北側が山地で南側が平野であることか

分布していることがわかる．本震発生直後から，ら，ATL は基本的に主に横ずれで北側隆起であ2018 年 6 月 18 日大阪府北部の地震── 1

図 1

大阪府北部の地震の（左）CMT 解と（右）
初動解1）

図 3

京都大学・九州大学・東京大学地震研究所
合同地震観測班による地震分布2）（6 月 18 日
から 6 月 21 日まで，深さ 8～14 km）．下左
図は赤矢印の向きにみた地震の深さ分布，
下右図は青矢印の向きにみた地震の深さ分
布．星印は気象庁による本震の震源位置

層帯など，多くの活断層が存在することがしられている．余震域は大阪平野の北東端付近に位置す
るが，隣の京都盆地には宇治川断層，盆地の西側には京都西山断層帯も存在する．南部のほぼ垂直の断層走向を周辺の活断層の地表トレース等の走向と比較すると，宇治川断層とは約 10°
の差となっ
図 2

大阪府北部の地震の地震活動分布（6 月 18日から 30 日まで，深さ 0～20 km，M0.5 以上）と周辺の活断層の地表トレース1）ている．また，ATL の高槻︲天王山間の部分の地
表トレースの走向も，北から時計回りに 50°程度の方位を持っている．これらは延長すると余震域付近に達する．ちなみに，ATL の主要部の走向ると推定されている．上記の東西の圧縮力を考慮

は北から 80°方向のほぼ東西で，方向は約 30°異すると，ATL は高角度で北へ傾斜している可能なっている．北側の逆断層型の断層に関しては，性が考えられ，今回の地震活動にみられる 2 つの断層面傾斜角を 45°で地表まで延長すると，上町

断層面とは調和的ではない．

断層の地表トレース付近に達するが，地震調査研

図 2 に示されているように，今回の地震の震源究推進本部によると，上町断層の深部の傾斜はよ域周辺には，ATL 以外にも上町断層帯や生駒断り高角度に推定されている3）．生駒断層帯につい2 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 4

有馬︲高槻断層帯の南側にみられる微小地震のリニアメント4）．阿武山微小地震観測網による近畿
地方中北部における地震の震央分布（1976～1995 年，深さ 30 km 以浅）．有馬︲高槻断層帯の南側に微小地震が直線状に発生しており，その中のいくつかの地震のメカニズム解を示した．黒の大きな○は大阪府北部の地震のおおよその震央位置ては，南北に近い地表トレースを北方に延長する

長した場合，余震域付近ではその位置は東へ外れと余震域に達するが，生駒断層帯は東へ傾斜する

ることになる．

逆断層であるので，深部においても同じように延図 4 はこの地域における 1976～1995 年の約 20
2018 年 6 月 18 日大阪府北部の地震── 3年間の地震活動を示している．近畿地方中北部で淡路大震災を受けて，体感および周囲の状況から

は，北摂・丹波山地の直下に塊状の活発な地震活

推定していた震度を地面の揺れから震度値を算出

動域があるのに対して，ATL 付近を境に，その南する計測震度計が全国の市町村自治体に設置され4）側では微小地震の活動は非常に低くなる ．ただることとなった．現在，大阪府には 88 点の計測

し，ATL の地表トレースの数 km 南には，N70°E

震度観測点がある．図 5 には気象庁震度データ

4）

方向に並ぶ地震の線状配列が知られていた ．

ベースから，震源周辺域（大阪府，京都府，兵庫

1995 年兵庫県南部地震の最大余震は，実はこの県，奈良県の一部）の震度分布を示した5）．今回

線状配列で起こった．今回の地震はその線状配列の地震では高槻市，枚方市，茨木市，箕面市，大の東端付近で発生した．

阪市北区の 5 地点において最大震度 6 弱の揺れが今回の地震活動域付近は，北側の山地と南側の観測された．また，大阪府と京都府の計 23 地点

平野部と構造の不均質があり，地震の震源の絶対において震度 5 強を観測した．このような強い揺位置を詳しく検討する必要がある．地震活動域付れのほとんどは，震央（震源（震源断層の破壊開近に，これまでは認定されていなかった活断層が始点）を地表に投影した位置 : 図 5 の×印）を中存在する可能性もあり，地震の線状配列も含め

心に北東︲南西の方向に分布していて，特に震度て，活断層との位置関係の解明は今後の重要な課

6 弱の地点は，震央付近から南西方向にのみあっ題である．

た．この揺れが大きい領域は震源から近い距離にあることに加えて，大阪平野，京都盆地といった3． 強震動と震源過程

堆積平野上に位置していることが言える．
このような高密度の震度観測網を活かして，被1995 年兵庫県南部地震が引き起こした阪神・害情報に関する情報提供が行われている．（国研）

図 5 大阪府北部の地震の際の震度分布5）4 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 6

観 測 さ れ た 最 大 速 度 値 の 距 離 分 布． 観 測
値には Vs 30 に基づくサイト補正を行い，Vs 600 m/s 相当の値にしている．実線と点線は地震動予測式7）の平均値と標準偏差

防災科学技術研究所の J-RISQ 地震速報6） では，
計測震度計の震度データと，表層地盤による地震動（地震による揺れ）の増幅度（表層地盤増幅率データ）を組み合わせて面的な震度分布を推定
し，人口データと照らし合わせることによって，ある震度以上の揺れに見舞われた震度遭遇人口の

図 7 （上）地震発生後 6 月 19 日までの M＞1 の地
震活動（震央）分布と仮定した断層面．（下）推定された各断層面のずれ分布． ☆ 印は破壊開始点（震源位置）

推定値を発表している．震度データ等の入電が更新されることによって評価結果も更新されていを今回の観測データと比較することで，今回の地

く．今回の地震では，震度 5 強以上の震度遭遇人

震の揺れの特徴を見ることができる．図 6 に最大口が 2 百万人，6 弱以上は百万人と見積もられた速度（水平 2 成分の大きい値）の地震動予測式7）（同日 8 時 10 分 35 秒の第 7 版（最終版））．これと観測値との比較を示す8）．各観測記録は，浅部は，地震規模が M6 程度であったことから，強い地盤による経験的増幅度を補正し，工学的基盤相

揺れの範囲が限定的であったけれども，多くの人

当での地震動予測式と比較している．また震源断が強い揺れに見舞われたことがわかる．

層面は大きくないことから，断層最短距離の代わ

これまでに起きた地震の強震記録の最大速度，

りに震源距離を使った．震源距離約 30 km より

最大加速度といった観測値を地震規模，震源断層

遠い観測点は，地震動予測式の標準偏差内にほとからの距離，観測サイトの地盤増幅率等と組み合

んど分布しているが，それより近い観測点では，わせた式（距離減衰式，あるいは地震動予測式）

平均以上，さらには平均＋標準偏差より大きい最2018 年 6 月 18 日大阪府北部の地震── 5

図 82018 年 6 月 21 日現在での都市ガスの復旧進捗状況13）

大速度値を示す地点が多数存在したことがわかっいた．マルチタイムウインドウ波形インバージョ

た．これらの観測点の多くは厚い堆積層を持つ大ン解析を行って得られたずれ分布を，仮定した震阪平野内の観測点で，浅部地盤のみならず，深部

源断層面の地表投影図とともに図 7 に示す．ずれ

地盤による地震波増幅の影響があると考えることが起きた広がりはどちらの断層面も 3～4 km 四ができる．また，図面内にある ABU（阿武山観方程度であった．断層 ① では主として逆断層的測点）は震源の北西方向にある高槻市の丘陵部にな動きを，断層 ② では右横ずれに加えて，逆断ある観測点で，大阪堆積層の外にある基盤の観測

層的な動き，つまり南東側のブロックが北西側の点であるので，観測点の地盤増幅の影響はないとブロックに対して持ち上がるような動きを含んで考えられるけれども，大きい最大速度値を示していることがわかった．この動きは，走向が似ていいることから，震源特性による影響もあったこと

る ATL の長期的な上下運動とは逆であり，複雑がうかがえる．

な活構造を有していることに起因するのかもしれ

地震の揺れは，震源断層面上でのずれ破壊の時ない．断層 ① のずれ分布は破壊開始点を中心に間進展と震源断層から観測点への地震波の伝播特広がっているのに対して，断層 ② では破壊開始

性によって式で表すことができるので，地震波の点がずれ分布の深いほうに位置している．ここで伝播特性を適切に仮定することによって観測されは掲載していないが，この断層 ② の破壊伝播はた地震記録から震源断層面上でのずれ破壊の様子

深いほうから浅いほうに向かったことがこの解析を推定することができる．上記で紹介した強震記でわかっていて，西︲南西方向へやや強い揺れが1）

録を用いた震源過程分析が行われた ．この推定伝わったことと対応している．

では，あらかじめ震源断層の形状を仮定する．2
章で紹介した地震活動分布や，CMT 解の結果を

4． 地震による被害考慮して，南北走向（351°）をもつ東傾斜 50°の断層面（以下断層 ①）と北東︲南西走向（52°）

揺れによる被害は，2018 年 9 月 18 日現在で死をもつ高角（傾斜角 77°）の南傾斜断層面（断層者 5 名，重傷者 40 名，軽傷者 414 名，全壊家屋②）を仮定し，破壊開始点である震源位置を含ん

16 棟，半壊家屋 472 棟，一部損壊家屋 53,751 棟

で両断層面が交わるような 2 枚の震源断層面をおである9）．死者と全壊家屋については，大阪府で6 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

生じている．死者のうち 2 名（高槻市と大阪市東で紹介したように，地震発生直後から高感度地震淀川区）は倒壊したブロック塀の下敷きになり，観測を展開し，詳細な地震活動の分析が行われた

2 名（高槻市と茨木市）は家の中で「たんす」まほか，建物被害等と強震動，さらには強震動と地

たは本棚の下敷きになり，1 名（箕面市）は持病

盤特性や震源特性との関係を調べるための余震観の悪化が原因だった．つまり，建物の倒壊による測や微動観測が多数の機関，研究者によって実施

死者はいない．ただし，いずれの被害も震央よりされた．今後これらの成果によって，大阪府北部

南西方向に集まっている．

の地震の揺れと被害について詳細が明らかとなる

大阪府

10）

によると，2018 年 10 月 15 日現在でことが期待される．

高槻市と茨木市ではそれぞれ全壊住家が 11 棟と本稿では紹介できなかったが，京阪神地域とい3 棟，半壊住家が 225 棟と 175 棟，一部損壊住家

う日本第 2 の人口密集地の平日午前に発生した地が 20,087 棟と 15,625 棟だったが，茨木市の南の震により，大都市圏の交通機能は一時全停止し，摂津市およびその西の吹田市ではその 1/5～1/6

500 万人以上に影響があった．最大震度 6 弱の揺の被害棟数にとどまっている．枚方市大垣内と箕れに対し鉄道設備等はほとんど被害を受けなかっ面市粟生外院で震度 6 弱を観測した枚方市と箕面

たが，運転再開に向けた復旧作業の進め方にはさ

市では，それぞれ住家被害は約 1 万 2 千棟と約まざまの課題を残した．高震度を受けた地域を通1.4 千棟と差がある．これらの原因については，る JR 京都線や阪急電車，大阪メトロ等は当日の鋭意調査・研究が行われている．

深夜まで全線運転再開ができなかったことから，

ライフラインにも被害があり，特に都市ガスに

2011 年東日本大震災同様，多数の帰宅困難者については茨木市と高槻市の約 6.4 万戸と約 4.6 万よる混乱が起きた．また，4 章で記載したライフ

戸に摂津市と吹田市を併せて 111,951 戸の供給がラインの復旧にも時間がかかり，「いつもの生活」

停止した．大阪府北部の地震の 3 日後の 2018 年になかなか戻らない，といった課題もみつかっ

6 月 21 日までには導管網は 9 万戸分以上が復旧た．発生が迫ってきている南海トラフ沿いの巨大したが，茨木市の 7 割の導管網は停止したまま地震に限らず，京阪神，関西圏でも今後，同様も

11, 12）だった．都市ガスは，あらかじめ定められて

しくはさらに大規模な地震が発生し，より強い揺いる地域（地震ブロック）において一定以上の大れに見舞われたときに，今回起きてしまったブ

きな揺れが検知された場合に，圧力調整器（ガバ

ロック塀による死者などをなくすための建物等のナ）がガス供給を自動遮断することによって，ブ

物的被害を軽減することはもとより，都市機能を

13）

ロック単位で供給が停止される ．大阪府北部の損失しない，機能がいったん落ちても早急に平時

地震の際に，都市ガスの供給が停止されたブロッに戻すことができるような対策と，それらを達成

クは図 8 で色が付けられた地域である．都市ガスするための各種の研究を継続することが重要と考の供給が停止した箇所は震央付近とそこから南西

える．

にやや離れた地域で，その間の地域は停止されて参考文献

いない．これは，震度分布が示すように，強い揺れとなった地域は震央からの距離だけではなく，他の震源特性や地盤特性に関係している可能性が高いと考えられる．

1） 地震調査研究推進本部．2018．2018 年 6 月 18 日
大阪府北部の地震の評価．https://www.jishin.go.jp/
evaluation/seismicity_monthly/2） 東京大学地震研究所．2018．2018 年 6 月 18 日大

5． ま

と

め

阪府北部の地震後の地震活動，第 319 回地震調査委
員会資料．

大阪府北部の地震の概要，強震動の特徴とその成因，さらには地震被害について紹介した．2 章

3） 地震調査研究推進本部・京都大学防災研究所．
2013．上町断層帯における重点的な調査観測 平成
2018 年 6 月 18 日大阪府北部の地震── 7

22～24 年度成果報告書．
4） 京都大学防災研究所．1996．兵庫県南部地震余震期課程修了，日本学術振興会特別研究員，京都大学防災研究所助手を経て現職

域周辺の地震活動，地震予知連絡会会報，55，508︲

研究分野

515.

著書

強震動地震学

地震の揺れを科学する（共著）（東大出版会），

5） 気象庁 : 震度データベース検索．http://www.data.

東日本大震災合同調査報告 共通編 1 地震・地震動（分jma.go.jp/svd/eqdb/data/shindo/Event.php?ID=9902228

担）（東日本大震災合同調査報告書編集委員会），防災（2018 年 10 月 16 日閲覧）

学ハンドブック（分担）（朝倉書店），自然災害と防災

6） 防災科学技術研究所 J-RISQ 地震速報．http://www.

の事典（分担）（丸善出版），他

j-risq.bosai.go.jp/report/（2018 年 10 月 16 日閲覧）7） 司

宏俊・翠川三郎．1999．断層タイプ及び地盤
飯尾能久

条件を考慮した最大加速度・最大速度の距離減衰［いいお式．https://doi.org/10.3130/aijs.64.63_2
8） 岩田知孝・浅野公之．2018．2018 年大阪府北部

現職

よしひさ］

京都大学防災研究所地震予知研究の地震の強震動，第 55 回自然災害総合シンポジウ

センター教授，地震調査研究推進本部地

ム資料集．

震調査委員会委員，理学博士

9） 消防庁応急対策室．2018．大阪府北部を震源とす

略歴

京都大学理学研究科修士課程修る地震による被害及び消防機関等の対応状況（第了，京都大学理学部助手，防災科学技術研究所主任研29 報）．http://www.fdma.go.jp/bn/2018/detail/1050.

究官，同地球化学研究室長，東京大学地震研究所助教

html

授，京都大学防災研究所助教授を経て現職

10） 大阪府危機管理室災害対策課．2018．大阪府北部

研究分野

地震学

を震源とする地震に関する被害状況等について．

著書

http://www.pref.osaka.lg.jp/shobobosai/osaka_

場の防災読本（分担）（京都大学出版会），図説 固体地jishin/higai.html（2018 年 10 月 16 日閲覧）

球の事典（分担）（朝倉書店），自然災害と防災の事典（分11） 大阪ガス株式会社．2018．都市ガス供給の復旧状

内陸地震はなぜ起こるのか（近未来社），教育現担）（丸善出版），他

況などについて（第 10 報）．http://www.osakagas.
co.jp/company/press/emergency/1271523_38726.
html

松島信一

12） 大阪ガス株式会社．2018．都市ガス供給の復旧状

［まつしま

しんいち］

況などについて（第九報）．http://www.osakagas.

現職

co.jp/company/press/emergency/1271512_38726.

部門・教授，博士（工学）

html

略歴

13） 大阪ガス株式会社 : 復旧作業の流れ．2018．http://

京都大学防災研究所地震災害研究
名古屋大学工学部卒，同大大学院

工学研究科博士前期課程修了．清水建設

www.osakagas.co.jp/company/press/emergency/__

株式会社技術研究所研究員，同副主任研究員（在職中，icsFiles/aﬁeldﬁle/2018/06/19/180619_1_1.pdf（2018九州大学大学院人間環境学研究科単位取得退学，文部年 10 月 16 日閲覧）

科学省研究開発局地震・防災研究課調査員（出向）），
京都大学防災研究所社会防災研究部門准教授を経て現
職
著書

岩田知孝
［いわた

現職

ともたか］

京都大学防災研究所教授，地震調査研究推進本部地震調査委員会委員，強震動評価部会長，理学博士
略歴

京都大学大学院理学研究科博士後

8 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

自然災害と防災の事典（分担）（丸善出版），地

盤震動と強震動予測（分担）（日本建築学会），Preliminary Reconnaissance Report of the 2011 Tohoku-ChihoTaiheiyo-Oki Earthquake（分担）（Springer），Studieson the 2011 Off the Pacific Coast of Tohoku Earthquake（分担）（Springer） 他

2018 年大阪府北部地震の周辺活断層と地震活動への影響
遠田晋次の時空間変化との対応を検討し，同地震による周1． は じ め に

辺への影響を議論する．

平成 30 年 6 月 18 日大阪府北部の地震（以降，

2． 大阪府北部の地震による

大阪府北部地震）は，マグニチュード（M）6.1

静的クーロン応力変化という規模にもかかわらず，大阪府で観測史上初の震度 6 弱を記録した．ブロック塀の倒壊等に

クーロン応力変化（Coulomb stress change）

よって 5 名の犠牲者を出す被害地震となった．

は，ΔCFF もしくはΔCFS と略して呼ばれること

この地震にともなう地表地震断層は現地踏査だが多い（以下，本稿ではΔCFF とする）
．ΔCFF

けではなく干渉 SAR からも確認されていない．

は剪断応力変化Δτ，法線応力変化Δσ，見かけの活断層の固有地震（最大地震）よりも一回り小さ

摩擦係数 μ’を用いて下記の簡単な式で表されるな地震とみられ，「震源を特定できない地震」（地（King et al., 1994）．

震調査研究推進本部地震調査委員会，2018a）のΔCFF＝Δτ＋μ’Δσ1 つに分類される．人口集中域のために被害に直μ’
は暗に間隙流体圧の変化なども含まれるが，結したが，この規模の地震は日本列島内陸で 1 年

断層の摩擦状態や流体に関しては不明なことが多に平均 1～2 回程度発生している．地震学的にはいため，不確実性を最小にするために平均的な 0.4

特段驚くべきものではない．

を用いる場合が多い．なお，地震波通過による遠一方で，地震発生場という視点からは，古くか地誘発地震でも（動的）ΔCFF が計算されること

ら近畿トライアングル（Hujita, 1962）と称されもあるため，地殻変動にともなう場合は，静的クー

た活断層密集域で生じたことが重要である．震源

ロ ン 応 力 変 化（static Coulomb stress change）のごく近傍には，有馬︲高槻断層帯，生駒断層帯，と明示されることが多くなった．

上町断層帯，京都西山断層帯が位置する．本震直ΔCFF の正負は理論上，断層運動の促進と抑制

後にはこれらの断層帯の深部延長部での活動が疑に直結する．そのため，地震活動の活発化と静穏われたが（地震調査研究推進本部地震調査委員化が期待される地域を 2 分することができる．ま会，2018b），いまのところ明確な結論はでていた，
ΔCFF の絶対値はおおむね震源断層からの距

ない．いずれにしても，これらの活断層帯の近傍

離とともに小さくなるが，震源断層パラメータやで生じた M6 地震であるため，平成 28 年の一連

後述するレシーバ断層との位置関係によって変わの熊本地震（4 月 14 日 M6.5 から 4 月 16 日 M7.3）

る．

と同様，周辺活断層による連鎖的な活動が懸念されている．
以下，本稿では地震連鎖や余震活動の評価に用いられる静的クーロン応力変化を大阪府北部地震に適用する．さらに，本震後約 3 カ月の地震活動

地震活動に影響を与えるΔCFF 下限値については，これまでのところ 0.1 bar が 1 つの目安になっている（たとえば，Reasenberg and Simpson,
1992）．

ΔCFF は通常，食い違いの弾性論に基づく半無2018 年大阪府北部地震の周辺活断層と地震活動への影響── 9

表 1 大阪府北部地震の震源断層モデル（気象庁，2018）

気象庁 (2018）

断層面 1
断層面 2

経度
［°］

緯度
［°］

135.593135.600

34.83134.847

上端深さ 長さ
幅
走向 傾斜 レイク［km］ ［km］ ［km］ ［°］ ［°］ ［°］
9.5
10

5
2

5
4

50
0

70
40

150
60

すべり量
［m］

Mw

0.29
0.29

5.6

断層面 1 は横ずれ断層，断層面 2 は逆断層を示す．

図 1

大阪府北部地震による東西走向右横ずれ断層（a）と南北走向逆断層（b）へのΔCFF．深さ 7～13 km での最大値を表示．±0.5 bar（50 kPa）で色飽和させていることに注意．レシーバ断層は左上にビーチボール上の橙色線で表示．括弧内は走向，傾斜，すべり角（レイク）．灰色線は活
断層分布（活断層研究会，1991）

限弾性体（Okada, 1992）により計算される．入した断層モデル（東北大学，2018）についても比力パラメータは，弾性体の挙動をコントロールす較検討したが，結果にほとんど相違がなかった．

る弾性定数と震源断層モデル（位置，走向・傾

一方，ΔCFF 計算とその評価にあたって，震源

斜・すべり角，すべり量）である．本稿では弾性断層モデル以上にレシーバ断層（receiver fault）

定数については，ヤング率 80 GPa，ポアソン比の設定が重要となる．レシーバ断層とは，震源断0.25 とした．震源断層モデルは震源インバージョ層による応力伝播によって影響を被る断層であンや測地インバージョンから設定されることが多る．評価対象断層と言ってもよい．このレシーバ

い．今回は，詳細余震分布と発震機構から推定さ断層の位置，形状，断層タイプ（横ずれ，逆断層，れた 2 つの断層からなる気象庁モデル（気象庁，

正断層）によってΔCFF が大きく異なる．代表

2018）を用いた（表 1）．なお，防災科学技術研的なレシーバ断層の設定とΔCFF 表示方法には究所 F-net メカニズム解とスケーリング則を適用

下記がある．

10 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

（4）中地震のメカニズム解節面をローカルな断層
代表と仮定してΔCFF を解き，震央やメカニズ
ム解押し領域にカラー表示する方法．
今回は，（2）については応力場の仮定が容易ではないため計算を見送ったが，（1），（3），（4）については，それぞれ図 1，図 2，図 3 に示した．
大阪府北部地震の震源域周辺は，主として東西圧縮場にあるものの，活断層分布に表れているよ
うに，横ずれ断層と逆断層が混在するのが特徴である．実際，震源域周辺の中小地震のメカニズム
解は多様である（たとえば，藤野・片尾，2009）．
そのことを考慮して，図 1 には有馬︲高槻断層帯と同走向の右横ずれ断層（図 1a）と上町断層帯と同様の南北走向東傾斜の逆断層（図 1b）をレ
シーバ断層に設定した．なお，余震活動や地震活
動度変化との比較の意味から，深さ 7～13 km での最大ΔCFF を採用している．
右横ずれ断層に対しては，震源を中心に十字状に正のΔCFF が広がる（図 1a）．ΔCFF＞0.5 bar（50 kPa） の 範 囲 は 震 源 か ら 10 km 強，ΔCFF＞
0.1 bar（10 kPa）は 20 km 以内に収まる．逆断層の場合は，ΔCFF＞0.5 bar の範囲は震源から 10km 弱以内に同心円状に分布する（図 1b）．負の図 2

大阪府北部地震による周辺活断層へのΔCFF.
平面図（a）と南南西上空からの鳥瞰図（b）．
仮定した傾斜とすべり角（レイク）を（a）に記す．震源から遠方の断層は約 10 km で区分
し，近傍の主要断層は約 2×2 km に区分して応力を計算した．断層面下端はすべて 15 km

ΔCFF 域は双方に共通して震源の西北西に広く分布する．
図 2 には主要活断層の 3 次元的断層面に解いたΔCFF を示す．遠方の活断層については，それぞれの活断層の中央部でΔCFF を計算し，震源近傍の有馬︲高槻断層帯東部，上町断層帯，生駒断層帯，京都西山断層帯については約 2 km×（1）同一の走向・傾斜・すべり角に対してΔCFF

約 2 km の小断層に分割しΔCFF を計算した．有を解き，評価地域全体をカラーコード化しマップ

馬︲高槻断層帯東部と上町断層帯北部はおおむね表示する方法．

正のΔCFF，生駒断層は震源の深さによって正負（2）対象地域のテクトニック応力場を仮定し，本が入れ替わる．これらのΔCFF は最大＋8 bar，最震による応力擾乱も含めて最適破壊面（optimally小−24 bar となるが，具体的な数値自体は震源断

oriented fault）を選択しΔCFF を解く方法．地層の位置と活断層の傾斜，計算格子間隔等でも変殻内のあらゆる破壊面を想定するので，小地震のわりうる．ただし，いずれも 0.1 bar 以上の変化

余震分布との対応を検討するのに適している．

は確実で，活断層沿いの地震活動に影響を与える（3）活断層の地下での推定断層面とすべり角に直のに十分とみられる．

接ΔCFF を解き，断層面上にカラーコードやコンター表示をする方法．

図 3 には，防災科学技術研究所 F-net のメカニ
ズム解に対して解いたΔCFF を示す．これをみ2018 年大阪府北部地震の周辺活断層と地震活動への影響── 11

図 31997 年から本震前までの防災科学技術研究所 F-net メカニズム解両節面（a, b）に解いたΔCFF．
押し領域にカラー表示．対象とした節面はビーチボール上の橙色線で示す

ると，図 1 にみられた傾向と同様に，常時地震活動の活発な北摂山地（丹波地域）がΔCFF の正負で東西に 2 分される．箕面市から東側では正のCFF が 目 立 つ 一 方 で， 川 西 市 か ら 西 側 で は 負のΔCFF が卓越する．この両地域よりも北側の地域では，変化量は 0.1 bar 以下となり正負が混在する．
3． 大阪府北部地震前後の地震活動度変化
大阪府北部地震によるΔCFF に対して，どのように地震活動が応答したのだろうか．まず，本震から約 3 カ月後の平成 30 年 9 月 20 日までの気象庁一元化暫定カタログ（平成 30 年 9 月 23 日ダ
ウンロード）を用いて，地震活動度変化をマッピングしてみた（図 4）．ここでは，半径 2 km の円形領域を 1 km グリッドで移動させながら震源を収集し，本震後の地震発生率（Ra）を本震前の発生率（Rb）で除したものを表示した．活発化
を暖色系，静穏化を寒色系で示す．カーネル内に入る地震数が少なく Ra, Rb どちらかを求めることができない場合は，検知不能として灰色とした．
12 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 4

大阪府北部地震前後の地震活動度の変化．
本震後の発生率（Ra）/本震前の発生率（Rb）
を表示．気象庁一元化および暫定カタログ（2000 年 1 月 1 日～2018 年 9 月 20 日）を使
用．震源深さは 20 km 以浅，すべての M に
ついて解析

図 5

震央距離別の地震活動の時系列．a）2016 年以降の震央分布．灰色は大阪府北部地震前，赤色は同地震後を示す．b）2016 年以降の半径 20～10 km（マゼンタ）と半径 30～20 km（青）内の地
震数累積曲線

その結果，図 1，図 3 に示した正のΔCFF に対応

範囲（R20︲R10 km），さらに半径 30 km から 20する丹波地域東部で著しい活発化が確認された

km の範囲（R30︲R20 km）についての時系列を（図 4 の領域 A）．さらに，本震震源より西側の示している．これをみると，R20︲R10 km につい有馬︲高槻断層帯沿いや東側の生駒断層帯北部︲京ては，大阪府北部地震直後から 2 倍以上の地震活

都府南部付近でも顕著な地震活動の活発化がみら

動の増加傾向が認められる．一方で，R30︲R20

れる．一方で，地震後 3 カ月ながらΔCFF 負に

km については北部地震に対応する応答は認めらともなう有意な静穏化（ストレスシャドウ，Harris

れないが，累積曲線の勾配はやや増加している．

and Simpson, 1998）が丹波地方（北摂山地）西さらに，遠方で生じている地震活動の活発化を方（図 4 の領域 B）で認められた．

具体的に確認するために，京都府南部（図 4 の領

次に，震源断層からやや遠方での地震活動応答

域 D）と大阪府中央部（図 4 の領域 E）の時系列を調べるために，機械的に震央からの水平距離でを示した（図 6）．（北緯 34.810°，東経 135.800°）

範囲分けを行い，2016 年以降の時系列を累積曲から半径 10 km，（北緯 34.720°，東経 135.570°）

線として示した（図 5）．震源断層上の余震クラから半径 10 km の範囲から震源を収集した．こスターを排除するために，大阪府北部地震の震央れをみると，両地域とも本震震央の余震クラス（北緯 34.844°，東経 135.622°）から 10 km の範囲

ターから分離されているにもかかわらず，本震以を除外し，そこから半径 20 km のシリンダーの降に発生レートが増加している．
2018 年大阪府北部地震の周辺活断層と地震活動への影響── 13

図 6

遠方で生じている地震活動の変化．a）2016 年以降の震央分布．灰色は大阪府北部地震前，赤色は同地震後を示す．円内の震源を収集．b）2016 年以降の京都府南部（橙）と大阪府中央部付近（紫）での地震数累積曲線

ずれ断層（図 1a）であれば対応する可能性があ
4． 議

論

る．その場合，0.1～0.2 bar 程度の CFF 増加に応答していることになる．大阪府中央部（図 4 の領

前節で示したように，大阪府北部地震の震源断域 E，図 6）も逆断層型の小地震が発生している層ごく近傍以外にも明瞭な地震活動の変化が生じのかもしれない（図 1b）．いずれにしても，震央ている．ΔCFF ですべてが説明できるわけではなから 10～20 km の範囲でも地震活動度の増加がいが，少なくとも，図 4 の領域 A（北摂山地東認められたことは特筆すべきである．現在のとこ部），領域 B（北摂山地西部）における活発化とろ極小～小地震に限られるが，領域 D には京都

静穏化は図 1，図 3 で示したΔCFF の正負と対応

盆地︲奈良盆地断層帯，領域 E には上町断層帯としている．一般に，本震直後には負のΔCFF に生駒断層帯がそれぞれ存在する．これらの活断層対応した静穏化は顕在化しにくい（Toda et al.,を刺激する，もしくは震源核形成を促進する可能2013）．おそらく北摂山地西部（領域 B）では常性が一時的に高くなったことが考えられる．

時地震活動が高いために静穏化が検知されたものと思われる．

する最近の研究から，大地震による周辺活断層のまた，京都府南部（図 4 の領域 D，図 6）も横14 ──地震ジャーナル

ΔCFF と地震活動，および大地震の連鎖性に関

66 号（2018 年 12 月）

影響については，活断層への直接的なΔCFF で続時間）は数年～数十年と推定されている．したがって，大阪府北部地震の震源から 20 km 程度の範囲では今後少なくとも数年以上は地震発生確率の高い状態が続くと考えられる．
a5． お わ り に大阪府北部地震は，地震規模の割に大都市直下で発生したために顕著な被害に結びついた．また，活断層密集域に発生した M6 地震として，今b

後の地震活動も含めて影響を無視することはできず，本稿に示したように実際に震央から 20 km程度の範囲で地震活動に影響が出ている．
ところで，地震活動の連鎖性や断層間相互作用という視点から，今回の地震にはもう 1 つ興味深
い側面がある．それは，気象庁断層モデルに示されるように，横ずれ断層と逆断層が連動したこと

図 7 ΔCFF による活断層での大地震発生確率の変化（遠田，2002 に加筆）．a）評価対象活断層における応力蓄積過程と近傍の大地震による直接的影響．b）活断層近傍の地震活動の活発化（震源核形成促進）による地震発生確率の変化である．断層長がそれぞれ 5 km，2 km であるが，1 桁大きくすると当該地域の横ずれ断層である有馬︲高槻断層帯と上町断層帯，もしくは生駒断層帯に相当する．規模は違うものの，これらが連動する可能性をも暗示しているように思える．従来の評価においては，このような断層変位センスの異なる断層帯については，相互の影響や連動は考はなく，周辺の地震応答による活断層深部への刺慮されていない．しかしながら，世界的にみると，

激や地震核形成の促進が重要とされる（Dieterich,

同じ広域応力場のもと走向と変位センスの異なる

1994 ; Stein et al., 1997 ; Parsons et al., 2000 ; 遠

活断層が 1 つの大地震として連動した例はある

田，2002 など）．図 2 のΔCFF 評価は依然重要で（たとえば，1957 年モンゴル，ゴビーアルタイ地震

あるものの，応力変化への地震応答が鍵となる．

Mw8.1（Bayarsayhan et al., 1996）; 2016 年ニュー地震サイズ分布（Gutenberg-Richter 則におけるジーランド，カイコウラ地震 Mw7.8（Hamling et

傾き b 値）が一定の場合，小・中地震の発生率がal., 2017））．今後，活断層密集域では，集団とし上昇すれば，大地震の発生率も上昇する．大地震ての活断層評価の視点も重要となろう．

は小さな破壊（小地震）が雪崩を起こすようにしだいに大きくなったものと仮定すると，小地震が謝辞増えるほど大地震につながる確率が高くなる（図本稿で実施した地震活動解析および応力計算で7）．また，ΔCFF に反応した地震活動は大森︲宇

は，気象庁一元化震源カタログ（一部暫定），防津則に沿って減衰するが，その継続時間は震源域

災科学技術研究所の F-net メカニズム解を使用さ周辺の歪速度に反比例することが理論（Dieterich,

せていただきました．記して感謝いたします．

1994）と観測（たとえば，Toda and Stein, 2018）から示されている．プレート境界に比べて歪速度の遅い日本列島内陸では，影響継続時間（余震継2018 年大阪府北部地震の周辺活断層と地震活動への影響── 15

資料，66．

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16 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

遠田晋次
［とおだ

しんじ］

現職

東北大学災害科学国際研究所教授

略歴

鹿児島大学理学部卒業．東北大学

大学院理学研究科前期博士課程修了．
（財）電力中央研究所研究員，東京大学地震研究所助手，（独）産業技術総合研究所活断層研究センター研究員，京都大学防災研究所准教授を経て 2012年 10 月より現職
研究分野

地震地質学

地震波干渉法とは何か
地震波干渉法（Seismic Interferometry）とつの観測点に到達する時刻差は，波の入射するは，2 つの観測点で同時に観測した地面の振動

角度に依存する．まず，2 つの観測点を結んだのデータの相互相関関数（2 種類のデータの時方向に平行な方向からやってくる波 1 あるいは間を少しずつずらしながら互いの類似性を求め

波 2 の場合を考えよう．波 1 は，観測点 1 に先たもの）を計算し，それを用いて地下の地震波に到達し，その後観測点 2 に到達する．その時速度などの構造を調べる手法である．この手法

刻差は，2 つの観測点間の距離を波の伝播速度のユニークな点は，地震に伴う地面の振動を用で割った値になる．波 2 は，観測点 2 に先に到いるのではなく，地震が起きていないときの地達し，その後観測点 1 に到達するが，到達時刻

面の振動，いわば地震波ノイズを用いるところ

差（の絶対値）は波 1 の場合と同じである．通である．地面は，地震が起きたときだけ揺れて

常は観測点間の距離が測量などですでに分かっいるわけではなく，実は小さいながらもつねにているため，2 つの観測点間の波の到達時刻差

揺れ続けている．海洋波浪や風などの自然現を（相互相関関数を用いて）測定すると，2 つ象，そして車や電車の往来，工場の稼働などのの観測点間を伝わる波の伝播速度を求めること

人間活動が地面を振動させていると考えられてができる．そして，その結果に基づき地下構造

いる．

について解釈できる．しかしここで問題になる

まず，地震波干渉法の原理を図 1 に基づき説のは，ノイズ源はさまざまな方向にあるため，明する．これは上から下を眺めた鳥瞰図で，▲波がさまざまな方向からやってくる点にある．

印で示す 2 つの観測点が地面の上にある．これ

たとえば，2 つの観測点を結ぶ方向に直交するらの観測点の遠方で，これらの観測点をぐるり

方向からやってくる波 3 は，観測点 1 と 2 に同と取り囲むように複数のノイズ源が存在し，互じ時刻に到達する．つまり到達時刻差は 0 とな

いに無相関に（地震）波を放射していると仮定

り，波の伝播速度は無限大というおかしなことする．遠方のノイズ源からやってくる波が，2になる．これでは地下構造を正しく解釈できな
い．斜め方向からやってくる波 4 の場合は，到達時刻差は 0 ではないが，波 1 や波 2 の場合よりは小さくなってしまい，この場合も波の伝播速度を正しく求められない．それでは，なぜ地震波干渉法は実際に問題なく適用できるのだろうか？実は，波 1 や波 2 のように 2 つの観測点を結ぶ方向からやってくる波の場合は，入射する角度が違っても 2 つの観測点への到達時刻差はわずかしか変化せず，強めあいやすいのである．そのため，いろんな方向から波がやってく

図 1

地震波干渉法の原理．2 つの観測点（▲ 印）にさまざまな方向から波が入射する（矢印が進行方向）．そのうち波 1，波 2 のように 2つの観測点を結ぶ方向に平行な方向から入射する波が強められ，観測点 1 と観測点 2 の間を伝わる波の速度を正しく測定できるる場合でも，波 1 や 2 の寄与が大きくなり，正しく地下構造を推定できるわけである．ただし，ノイズ源が偏って分布していて，2 つの観測点を結ぶ方向からの波がまったく存在しない場合
は，地下構造を正しく推定できないということ
地震波干渉法とは何か── 17

が起きてしまうので，その場合は少し注意が必

波速度構造が変化したという事例がこれまでに要である．

世界の数カ所の火山で報告されている．地震の地震波干渉法と同様のアイデアは，著者の知場合，著者の知る限り，地震前の構造の時間変る範囲では古くは 1950 年代ごろから提案され化についてはこれまでに報告されていないが，ていたようであるが，近年の発展は 1990 年代

地震後に地下の地震波速度が低下したという報の日震学（太陽のガスの振動を調べる分野）や告は数多い．これは，大きな地震に伴う強い地物理探査（物理的な手法で地下を調べる）分野

震動により地下の特に浅い部分が損傷を受けたでの研究が契機になっている．地震学の分野でためであろう．また，火山噴火や地震以外の期初めて使われたのは 2000 年代に入ってからで間にも，地下構造が変化していることも報告さある．ダイナマイトや起震車などの人工震源をれており，地下の応力や温度，含水量などの変必要としないため安価であり，さらに場所を選化を反映しているものと考えられている．地震ばないといった汎用性，地面の振動のデータの波速度の変化は，このようにいくつかの物理的相互相関関数を計算するだけでよいというデー要因を反映しているため，単純な解釈では説明

タ解析上の簡便性，そしてそれなりに安定してできないことも多いが，複雑な要因を丁寧に切結果が求められる頑健性，など多くの利点か

り分けて，特に地下の応力を反映した成分を抽ら，地震学で広く利用されるようになり，現在出する必要がある．そうすれば，地下の応力のにいたっている．

変化を監視できるようになり，それに基づい

地震波干渉法の適用例を見てみると，レイリー波やラブ波のような表面波を使った手法にて，地震や火山噴火の切迫性を評価できるようになるかもしれないからである．

基づいて地下構造が調べられることが多い．そ地震波干渉法には他にもさまざまな利用法がれは，ノイズ源は地表に多く存在するので，地提案されている．近年では，地震波ノイズでは

震波ノイズは表面波が卓越するためである．具

なく地震による振動ではあるが，その時間的に体的には，表面波は周期が長いと地下の深い部

後ろの部分（コーダと呼ばれ，地下の不均質に分の影響を受け，周期が短くなるとより浅い部

よって散乱されてきた波）を用いると，P 波や分の影響を受けるという特徴を利用して，地面

S 波のような実体波を抽出しやすいことも指摘の振動の周期ごとに表面波の伝播速度を推定されている．そうすると表面波を利用するよりし，その結果を説明する地下の地震波速度の深も，地下の深い部分をより効果的に調べること

さ構造を推定する．さらに，地震波ノイズはつが可能になると考えられる．地震波干渉法はまねに利用できるため，常時地下構造の推定を行だまだ発展の可能性がある手法であり，今後もい，その時間変化を調べることも可能である．

その進展に期待がもたれるところである．

たとえば，火山噴火に先立って，火山下の地震

18 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）（中原

恒：東北大学大学院理学研究科）

福井地震から 70 年
福井地震は 1948 年（昭和 23 年）6 月 28 日

靴屋から自宅に帰る（400 m くらいの距離）途

午後 4 時 13 分 29 秒に福井県坂井郡丸岡町（現中，両側の家屋が潰れて道を塞いでいたため，

坂井市丸岡町）付近を震源として発生したマグ

大回りをして帰った記憶が，微かではあるがニチュード 7.1 の地震で，福井市の震度は 6 と残っている．

されたが，後に，その被害程度の大きさから，

地震直後の状況はどうだったのか，筆者の記

気象庁は新たに震度 7（激震，全壊率 30% 以上）

憶にはないが，中学 3 年生（15 歳）だった姉を設け，1995 年兵庫県南部地震で最初に適用によると，余震が頻繁に起きる中，潰れた家屋

されたことは記憶に新しい．

の庭に板を敷き，蚊帳を釣って過ごした．そのこの地震による死者は 3,769 人で，都市直下

うち（たぶん 1 週間程度），廃材で簡単な 6 畳型地震の犠牲者としては，阪神淡路大震災（関ほどの小屋を建てて雨露を凌いだそうである．

連死を含む約 6,434 人）に次ぐ 2 番目の多さでなお，今とは違って，避難所はもちろん，水，あるが，被害が大きかった当時の福井市，現在

食料等，外部からの援助はいっさいなかったとの坂井市およびあわら市の人口は合わせて 15のこと．それもそのはずで，夕方の炊飯の準備

万人前後と言われており，被害率は最も大きい

中（このとき，わが国はサマータイムを実施し坂井市では 5% に達するという未曽有の出来事ており，時刻は 17 時過ぎ）であったため，地であった．また，住宅被害は堆積平野に集中し震とともに市内で多くの火事が起き，佐内町にており，全壊率は福井市で 80% を超えた．

隣接する毛矢町もほとんど焼失し，誰もが他人

当時，筆者は 5 歳になったばかりであった．

のことにかまってはいられなかったと思われる．

地震発生のときは，市内を東西に流れる足羽川

こうした生活がいつまで続いたか興味があを渡る重要な幸橋（当時も郊外から路面電車がる．次の年の 4 月から姉は高校に入学したが，市内に乗り入れており，今も走っている）の北

学校には新しく建てた家から通ったと言ってい詰の靴屋に母と姉とともにいた．突然，靴といる．この家については，その後筆者も中学生頃

う靴がまるで雨のように降ってきた．外に飛びまで住んでいたので，少なくとも震災から 9 カ

出すと，目の前の電車のレールが 1 m くらい凸

月以内に普通の住家を建てるまでになっていた字のように浮き上がるのを見た．筆者の家は幸ことになる．一家族の情報とはいえ，その回復

橋の南側の佐内町（福井藩の幕末の志士・橋本の速さには改めて驚かされる．

佐内の墓がある佐内公園の近く）にあった．地

ご承知の方も多いと思うが，福井市は終戦間

震時 22 歳だった兄によると，「ブーンという，際の 1945 年 7 月 19 日に米軍の空襲を受け，市

電線がうなる音が聞こえ，下から突き上げるよの 85% を焼失し，1,600 人近い死者を出していうな揺れにおそわれた．軒並み家が倒壊し，足る．その傷も癒えない 3 年後に福井地震で再び羽山近くから幸橋やその向こうの福井駅もきれ

壊滅的な打撃を受け，さらにその 1 カ月後の 7

いに見渡せた．当時私は幸橋の南側で姉婿と木

月 25 日に，地震により被害を受けた九頭竜川工所を営んでいた．屋根も壁も吹き飛び屋外に

堤防の決壊により，市内のかなりの部分が冠水

さらけ出され，近くの空井戸から泥水が吹き出し，浸水家屋 7,000 戸，被災人口約 28,000 人にしていた．各地から火の手が上がり，家財道具及んだ．その後も，台風による暴風，洪水のほを背負った住民がこちらに逃げてきた．みんなか，1962 年度および 1980 年度の冬には市内でボロボロで，着の身着のままだった」という．

2 m に達する豪雪被害を被っており，県庁所在
福井地震から 70 年── 19

地としては比較的多くの災害に見舞われた市ではないだろうか．
さて，福井地震から 70 年．この間にわが国

15） 十勝沖地震，M8.0，2003/9/26，死者 1，
不明 1，最大震度 6 弱（港湾施設被害，
土木被害，石油タンク火災）

では多くの被害地震が発生している．筆者の独16） 新潟県中越地震，M6.8，2004/10/23，死断により主なものをあげると，以下のようであ者 68，最大震度 7（震度 7，山崩れ，土る．カッコ内は被害の特徴．

砂崩れ，ライフライン被害，上越新幹線

1） 今市地震 : M6.2，6.4，1949/12/26，死者
10，最大震度 6（山崩れ）

脱線）17） 福岡県西方沖地震 : M7.0，2005/3/20，

2） 十勝沖地震 : M8.2，1952/3/4，死者 28，

死者 1，最大震度 6 弱（離島被害）

不明 5（1），最大震度 6（泥炭地被害）

18） 能登半島地震 : M6.9，2007/3/25，死者 1，3） 新潟地震 : M7.5，1964/6/16，死者 26，

最大震度 6 強（キラーパルス）

最大震度 （6 地盤液状化，石油タンク火災）

19） 新潟県中越沖地震 : M6.8，2007/7/16，

4） 十勝沖地震 : M7.9，1968/5/16，死者 52，

死者 15，最大震度 6 強（キラーパルス，

最大震度 5（鉄筋コンクリート造せん断
破壊）

地盤液状化，地震動の焦点効果）
20） 岩手・宮城内陸地震 : M7.2，2008/6/14，

5） 伊豆半島沖地震 : M6.9，1974/5/9，死者

死者 17，不明 6，最大震度 6 強（トラン27，最大震度 5（土木構造物被害，断層

ポリン効果，山体崩れ，土砂崩れ，土石

出現）

流）

6） 伊豆大島近海地震 : M7.0，1978/1/14，

21） 東北地方太平洋沖地震 : M9.0，2011/3/

死者 25，最大震度 5（前震活動，鉱滓流

11，死者 19,630，不明 2,569，最大震度出）

7（日本観測史上最大規模の地震，大規7） 宮城県沖地震 : M7.4，1978/6/12，死者
28，最大震度 5（ブロック塀，宅地造成
地域被害）8） 日本海中部地震 : M7.7，1983/5/26，死者 104，最大震度 5（津波被害）
9） 長野県西部地震 : M6.8，1984/11/14，死者 29，最大震度 4（山崩れ）

模津波被害，原発事故，地盤液状化，前震，各地で誘発地震）
22） 熊本地震 : M7.3，2016/4/14～，死者 269，
最大震度 7（前震，本震，余震パターンの見直し，キラーパルス，山崩れ，土砂災害，液状化，インフラ被害等）
23） 大阪府北部地震 : M6.1，2018/6/18，死10） 釧路沖地震 : M7.5，1993/1/15，死者 2，

者 5，最大震度 6 弱（ブロック塀崩落）

最大震度 6（震源深さ 100 km，土木被害）

24） 北海道胆振東部地震 : M6.7，2018/9/6，

11） 北海道南西沖地震 : M7.8，1993/7/12，

死者 41，最大震度 7（広域地滑り，全道

死者 202，不明 28，最大震度 （5 津波被害）ブラックアウト）12） 兵庫県南部地震 : M7.3，1995/1/17，死

上記の各被害地震では，それまで知られてい者 6,434，不明 3，最大震度 7（震災の帯，なかった新しい現象や被害例などが生じていキラーパルス，断層出現，中間層破壊，る．たとえば，3）の新潟地震における砂地盤

ボランティア活動）の液状化現象，スロッシングによる石油タンク

13） 鳥取県西部地震，2000/10/6，M7.3，死火災，4）十勝沖地震では，コンクリート構造

者 0，最大震度 6 強（高加速度記録）

物のせん断破壊（後に建築基準法の見直しがな

14） 芸予地震，M6.7，2001/3/24，死者 2，最された），12）兵庫県南部地震では，盆地端部

大震度 6 弱（石積，ブロック擁壁破壊）

生成表面波に起因する震災の帯，中低層ビルや20 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

木造家屋の被害に繋がる周期 1～2 秒のキラー

兵庫県南部地震後にパリ郊外の老人ホームにおパルス地震動，鉄筋の段落としなどに伴うビル

いて行われたものである．その主な内容を箇条の中間層破壊や橋脚の座屈現象が発生した．キ

書きにまとめると次のようである．

ラーパルスは，その後 18）能登半島地震，19）

・日本を理解する重要なカギの 1 つが地震だと

中越沖地震でも発生している．20）岩手・宮城

思う．日本人の性格や，社会そのものが地震

内陸地震では，地表の上下動が約 4,000 ガルとの影響を受けている．

いう高加速度記録が観測され，いわゆるトラン

・日本人はある日突然，地震ですべてがゼロに

ポリン効果として注目を集めたが，その後の研なると知っている．仏教で大事な「無常観」

究によると，この現象は表層地盤の「盤膨れ現という言葉は，フランス語にすれば「アンペ象」と解釈されている．21）東北地方太平洋沖

ルマナンス」（恒久普遍にあらず）だろうが，地震から 7 年半が経過した（2018 年 9 月末時

フランスの辞書には見当たらない．

点）．いうまでもなくこの地震の最大の特徴は，・日本人は地震も無常観で，普通に与えられた

わが国の観測史上最大の規模であった．死者，ものと受け止める．それはしかし，諦観では行方不明者合わせて 22,000 余という大規模ななく，次の行動へのステップである．

津波被害をもたらし，メルトダウンという原子・東京大空襲のとき，私は五反田に住んでい力施設の深刻な事故を招き，さらに各地で被害た．人々はただちに立ち上がり，働きだした．

地震クラスの誘発地震も発生させた．

地面に穴を掘り，トタン板や木片を集めて仮福井地震から北海道胆振東部地震までの約

住まいを造った．金属片や材木類，紙などに70 年間に 24 の被害地震が発生しており，その仕分けた置き場ができた．警察や役所からの平均発生間隔は 3 年弱である．自然災害は地指導もないのに大衆が自主的に働いている．

震・津波のみではない．台風や高潮，集中豪雨，

その復興の速さに驚いた．

河川の氾濫等の被害もある．まことに，わが国は災害の国というほかはない．
フランスの通信社の特派員として日本に長く・考えてみれば，地震の危険にさらされた，世界で最も壊れやすい大地に，世界で最も発達した産業，経済基盤が打ち立てられていると滞在し，最もアジア通と言われたロベール・ギ

いうのは実に驚くべきことではないか．

ラン氏（1908～1998）のインタビュー記事を紹（澤田義博：（公財）地震予知総合研究振興会，介して，この小稿を終えたい．インタビューは名古屋大学名誉教授）

福井地震から 70 年── 21

北海道東部沖の巨大地震の可能性
佐竹健治
査に基づく超巨大地震の履歴の調査と，それに基1． は じ め にづく長期評価についてやや詳しく紹介する．なお
本稿では，関連する研究について，その詳細や文

北海道東部の太平洋岸の沖合では，太平洋プ

献の引用は省略するので，興味を持たれた読者

レートの沈み込みに伴って多くの地震が発生しては，地震調査委員会の長期評価（2003，2004，

いる．カムチャツカ半島沖から北海道南東沖まで

2017）や佐竹（2017），高清水（2013）などを参続く全長約 2,000 km の千島海溝は世界中でも地照されたい．

震活動が高い地域であり，北部のカムチャツカ半島付近では 1952 年 11 月に M 9.0 の超巨大地震が2． 千島海溝における大地震の繰り返しと発生した．千島海溝南部の北海道周辺でも M8 ク

長期予測

ラスの巨大地震が繰り返し発生し（図 1），これに基づいて，地震空白域とそれに基づく長期予測

1950 年代から 1970 年代にかけて，千島海溝南の概念が 1960 年代に提唱された．これは，プレー

部から青森県東方沖で巨大地震が引き続いて発生

ト境界の各領域では，同規模の巨大地震がほぼ一した（図 1）．それらは，西から，1968 年青森県

定（数十～数百年）の間隔で繰り返し発生し（固東方沖（十勝沖地震と呼ばれる，M7.9），1952 年

有地震モデル），それらの巨大地震は比較的短期

十勝沖地震（M8.2），1969 年北海道東方沖地震

間（地震活動期）に発生するというもので，地震（M7.8），1958 年 択 捉 島 沖 地 震（M8.1），1963 年

活動期にまだ地震が発生していない（短期間のう

択捉島沖地震（M8.1）である．

ちに発生が予測される）場所が地震空白域と呼ばれた．

これらの巨大地震の震源域はほぼ重なっておらず，またそれぞれの領域では 19 世紀にもやはり地震調査委員会では，2003 年 3 月に「千島海巨大地震が発生していること（図 1）から，宇津溝沿いの地震活動の長期評価」を公表し，各領域（1972）は，日本海溝北部（八戸沖）から千島海における今後 30 年間の発生確率を推定した．同溝南部を A～G の領域に区分した．そして，C 領

年の 9 月に発生した 2003 年十勝沖地震（M8.0）域（根室沖）では 20 世紀に巨大地震が発生してを受け，2004 年 12 月には第二版を公表した．そいないことから，ここが（第 1 種）地震空白域での後，2011 年東北地方太平洋沖地震（M9.0）があると指摘した．さらに，巨大地震の繰り返し間隔

発生したこと，北海道東部において津波堆積物にを 90～109 年とすると，根室沖において 1972 年

基づく古地震調査が数多く行われたことを受け，以降の 30 年間に巨大地震が発生する確率は 40～

2017 年 12 月に第三版を公表した．13 年ぶりに改57% と推定した．この発表の翌年に，1973 年根訂された第三版では，従来の M8 クラスの巨大地

室半島沖地震（M7.4）が発生した．

震に加えて，M9 クラスの超巨大地震についても，評価が行われた．

その後の研究によって，1958 年の地震はプレート間地震ではなく，沈み込むプレート内で発生し本稿では，まず千島海溝における巨大地震の長た地震であったこと，1963 年と 1969 年の巨大地期評価の歴史を振り返ったうえで，地震調査委員

震の余震分布はほぼ隣接していたことが明らかに

会の長期評価について述べる．特に津波堆積物調なった．すなわち，図 1 の E 領域は存在せず，D

22 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

領域の隣は F 領域であることがわかった．そこ

程度，根室沖 20～30%（2003 年 1 月 1 日時点）

で，地震調査委員会（2003）は ,「千島海溝沿いと推定した．地震の発生確率の計算には，固有地の地震活動の長期評価」において，北海道太平洋震モデルに基づいて，BPT（Brownian Passage

岸の千島海溝を西から十勝沖，根室沖，色丹島沖，Time）と呼ばれるモデルが使われた．このモデ択捉島沖に分けた．十勝沖では 1843 年（M8.0）

ルでは地震がほぼ一定の間隔で繰り返し発生する

お よ び 1952 年（M8.2） に， 根 室 沖 で は 1894 年と仮定しているため，ある時点から一定の期間内（M7.9）および 1973 年（M7.4）に同様な巨大地に次の地震が発生する確率は，地震の発生直後は震が発生したとみなし，両地域における 30 年間

低く，次の地震に向けて毎年上昇してゆく．

の M8 クラスの地震の発生確率を，十勝沖 60%

この長期予測が公表された半年後の 2003 年 9月 26 日に，十勝沖地震（M8.0）が発生したが，この震源域は，ほぼ釧路海底谷の西側に限られており，1952 年の津波波源域よりも小さかった．
そこで，地震調査委員会（2004）では「千島海溝沿いの地震活動の長期評価（第二版）」において，「十勝沖」の範囲を 2003 年十勝沖地震の震源域のみに限定し，1952 年地震の津波波源域の一部である厚岸沖は「根室沖」と考え，両地域における30 年間の M8 クラスの地震の発生確率をそれぞれ 0.02～0.5%，30～40%（2005 年 1 月 1 日時点）と推定した．

図 1

千島海溝沿いの巨大地震の震源域と発生年．
宇津（1972）は根室沖（領域 C）が（第 1 種）
地震空白域であると指摘した．M はその後改訂されているものもある（図 2 参照）

図 22003 年十勝沖地震の直後に，1952 年十勝沖地
震の余震分布や地震波の解析が見直され，1952
年の震源域は 2003 年地震と同様に，釧路海底谷
よりも西側の十勝沖だけであったと指摘された．

千島海溝沿いで 17 世紀以降に発生したプレート間巨大地震の時空間分布．実線・破線・？の順で信頼性が低下する．地震調査委員会（2017）北海道東部沖の巨大地震の可能性── 23

ところが，津波高の比較や津波波形解析，さらにで伸びていたと考えられる．

は最近の地震波解析によると，1952 年の震源域

このように，厚岸沖は，あるときは十勝沖ととや津波波源域は，釧路海底谷東側の厚岸沖まで伸もに，あるときは根室沖とともに破壊したようでびていたようであることが分かってきた．

ある．したがって，厚岸沖は，十勝沖と根室沖の1894 年（明治 29 年）の根室沖地震は，津波高境界領域ということができる．従来は，沈み込み分布がよく似ていることから 1973 年根室半島沖

帯は十勝沖・根室沖と明確なセグメントに分か

地震と同様な地震であるとされていたが，鮎川でれ，そこで一定の間隔で同様な規模の地震（固有記録された津波波形の比較およびシミュレーショ

地震）が繰り返すと考えられていたが，繰り返すンに基づくと，1973 年の地震よりも西の厚岸沖

地震には多様性があることが明らかとなってきた．

まで伸びていたと推定されている．

そこで，地震調査委員会が 2017 年 12 月に公表

1843 年（旧暦天保十四年）の地震については，した第三版では，過去の地震の震源域は同じでな

厚岸湾を中心とする津波高分布が 1952 年十勝沖

く多様性があるとして，従来の十勝沖・根室沖に地震とよく似ていることから，十勝沖の地震とさ加えて，根室沖の両側に境界領域を設定した．まれてきたが，さらに東側では 1973 年根室半島沖

た，色丹島沖・択捉島沖については統合して評価

地震の津波高分布とも似ており，波源域は根室沖した．この他，これまで考慮されていなかった，にまで伸びていたようである．

海溝軸付近の津波地震や，海溝軸外側の正断層地

これらの津波高分布や波形の解析から，千島海震についても評価した．これらの領域についての溝沿いを十勝沖（釧路海底谷以西），厚岸沖，根長期評価（規模と今後 30 年間の発生確率）を表

室沖と分けると，19 世紀以降の津波波源域は以

1 にまとめる．

下のように整理される．2003 年十勝沖地震の波
3． 北海道東部における古地震調査

源域は十勝沖のみ，1973 年根室半島沖地震は根室沖，1952 年十勝沖地震は十勝沖および厚岸沖，
1894 年地震は根室沖および厚岸沖，1843 年地震

海岸付近の地質調査から，過去の地震による地は，厚岸沖を中心に，東は根室沖，西は十勝沖ま殻変動や津波によって運ばれ堆積した砂層（津波

表 1 千島海溝の地震の長期評価
評価対象地震

発生領域

規模

確率

超巨大地震（17 世紀型） 十勝沖から択捉島沖（根室沖を含む）

M8.8 程度以上

7～40% *

プレート間巨大地震

十勝沖
根室沖
色丹島沖および択捉島沖

M8.0～8.6 程度
M7.8～8.5 程度
M7.7～8.5 前後

8% *80% 程度 *60% 程度

ひとまわり小さいプレー
ト間地震

十勝沖および根室沖
色丹島沖および択捉島沖

M7.0～7.5 程度
M7.5 程度

80% 程度
90% 程度

海溝寄りのプレート間地
震（津波地震等）

十勝沖から択捉島沖の海溝寄り

Mt8.0 程度

50% 程度

沈み込んだプレート内の
地震

やや浅い領域
やや深い領域

M8.4 前後M7.8 程度

30% 程度
50% 程度

海溝軸外側の地震

千島海溝の海溝軸外側

M8.2 前後不明

地震調査委員会（2017）に基づく．確率値は 2018 年 1 月 1 日現在．* BPT 過程（固有地震モデル）を仮定しているため，確率値は毎年更新される
24 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

堆積物）を調べ，巨大地震の発生履歴を明らかに大きな被害をもたらした．地質調査の結果，湿原する研究は，1980 年代後半に北米の太平洋岸（カの泥炭層の中に火山灰層とともに何枚もの砂層がスケード沈み込み帯）で始められた．ここでは，

挟 ま っ て い る の が 発 見 さ れ， こ れ ら の 多 く は

海洋プレートが沈み込んでいるにもかかわらず，

1952 年や 1960 年の津波浸水域よりもずっと内陸

巨大地震の発生がしられていなかったが，文献資の，湿原の縁まで達していた（図 3）．これらの料は 1850 年代からの 150 年程度に限られていた砂層は，微生物（ケイ藻）化石の分析から，海かため，それ以前（先史時代）の地震の履歴を調べ

ら運ばれてきた砂であることが確認された．このるために地質学的な手法がとられた．

うち最上位の砂層（K2）は，17 世紀に噴火した

このような古地震研究はその後全世界に広が北海道南部の駒ケ岳や樽前山からの火山灰層の直り，1990 年代後半からは北海道でも津波堆積物下に位置していることから，17 世紀中ごろに堆の調査がさかんに行われるようになった．北海道

積したと考えられる．すなわち 17 世紀に，海岸東部の太平洋岸は，沿岸部に湿原や湖沼があり人から数 km まで砂を運ぶような巨大な地震が発生

工改変も進んでいないことから，津波堆積物の調し た こ と が 明 ら か に な っ た（Nanayama et al.,査には適しており，主に北海道大学・北海道地質2003）．

研究所のグループ，産業技術総合研究所（産総研）

17 世紀の砂層の下位には 10 世紀頃の火山灰層のグループによって調査が行われてきた．その結との間にもう 1 枚の砂層（K3）が，10 世紀頃と果，17 世紀に東北地方太平洋沖地震と同じよう

約 2,500 年前の火山灰層との間には 4 枚の砂層

な M9 クラスの地震が発生していたことが明らか（K4～K7）が , さらに下位にも砂層（K8, K9）がになった．

発見された（図 4）．10 世紀以降に 2 枚，過去 2,500

きりたっぷ

北海道浜中町の霧多布湿原（図 3）では，1952

年間に 6 枚の津波堆積物層が発見されたことか

年十勝沖地震津波や 1960 年チリ地震津波の際にら，これらの津波の発生間隔はおよそ 500 年とさは，津波が海岸から 1～2 km 程度まで遡上し，れてきた．火山灰層に加えて，泥炭層中の炭化物（図 4a の黒丸）の放射性炭素年代を測定し，それぞれの砂層の堆積年代を推定（図 4b）したとこ
ろ，再来間隔は 100～800 年とばらつき，その平均 は 約 400 年 で あ る こ と が 明 ら か と な っ た（Sawai et al., 2009）．
霧多布以外の北海道太平洋沿岸の湿原や湖沼においても，17 世紀およびそれ以前の津波砂層が発見され，海岸から数 km まで追跡された．また，同様な津波堆積物は海岸段丘上や段丘崖でも発見されており，それらの標高から，17 世紀の津波の沿岸での高さは，十勝から根室の海岸で 15～
20 m と推定されている（平川，2012）．
はるとり こさらに，釧路市春採湖底の柱状試料からも，過去
7,000 年間に 15 枚程度の津波堆積物が見出された．この柱状試料については，17 世紀の津波堆図 3

霧多布湿原における 17 世紀の津波堆積物の分布（○）．1952 年十勝沖地震による実際の浸水域および 17 世紀型の超巨大地震（プレート間連動型）から計算された津波の浸水域も示す．Nanayama et al.（2003）に基づく

積物と 1667 年樽前山噴火の火山灰の間に 31 枚の縞模様が見られ，この縞模様が毎年の変動を表す
ねんこう

年 縞であるとすると，津波堆積物は 1637 年以前に堆積した，という報告がある（石川ほか，2012）．
北海道東部沖の巨大地震の可能性── 25

図 4 （a）霧多布湿原における地表から地下 1 m までの地層断面．泥炭層の中に津波の砂層，火山灰層が挟まっている．黒丸は年代測定試料の採取位置．（b）年代測定による津波砂層の発生年代の推定値．四角形は標準偏差の幅，その外に伸びる線分は標準偏差の 2 倍を示す．（c）（b）のデータに基づき 5 個の地震をランダムに多数発生させた際の，平均発生間隔（横軸）とばらつきのパラ
メータ（α，縦軸）の分布．コンターの中心（▲）が最頻値を示す．（d）ランダムに発生させた時系列から計算される今後 30 年間の発生確率の分布．点線は 95% の信頼区間（7～37%）を示す．
（a），（b）は Sawai et al.（2009）を，（c），（d）は地震調査委員会（2017）を簡略化の津波浸水履歴図」としてまとめられ，2004 年に数値地質図シリーズとして刊行された（図 5）．
さらに，中央防災会議の「日本海溝・千島海溝
周辺海溝型地震に関する専門調査会」（平成 15～
18 年）においては，17 世紀に発生したような巨大津波は，「500 年間隔地震」として取り上げられ，被害想定や被害軽減対策がとられた．たとえば，釧路市では，500 年間隔地震を想定した津波
図 5

北海道太平洋岸の津波浸水履歴図．産総研
地質調査総合センターから 2004 年に出版された．CD-ROM には，霧多布湿原の他，5カ所における津波堆積物の分布，津波数値
シミュレーションによる浸水域の図面の他，
産総研による津波堆積物調査の報告書や津
波浸水のアニメーションなどが含まれているハザードマップが東日本大震災の前に作成されていた．
4． 17 世紀型超巨大地震の規模とモデル
古地震調査の結果，17 世紀には，根室～十勝の約 200 km の沿岸で，20 世紀の地震よりも大きな津波が発生し，沿岸で 10 m 以上の高さ，海岸

これらの津波堆積物の分布およびそれから推定から数 km まで浸水したことが明らかになった．

される津波の浸水域については，産総研の津波堆

また，同様な調査から，ほぼ同時期に，沿岸での積物調査結果の報告書とともに「北海道太平洋岸

隆起（0.5～1 m）が発生したことも分かった．

26 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

これらの断層モデルによる，地表における上下
変位を図 6 に示す．大規模断層モデルでは，隆起域が内陸まで延び，霧多布などの太平洋岸で約1 m の隆起となる．津波地震の上下変動は，海溝付近のみに限定される．プレート間地震が連動した場合には，太平洋沿岸は 0.6 m 程度沈降する．
プレート間連動地震と津波地震との同時発生モデ
ルは，2011 年東北地方太平洋沖地震と同様に，海溝付近で大きく（10 m 以上）隆起する．
これらを初期値として津波の発生・伝播を計算
し，北海道沿岸での津波高さと沿岸での浸水域を，津波堆積物の分布と比較した．霧多布湿原（図 3）では，プレート間の連動地震から計算した浸水域が，観察された津波堆積物の分布をよく
図 6

断層モデルによる海底地殻変動（上下成分）．
黒枠は断層面の地表投影．実線と破線のコンターはそれぞれ隆起と沈降を示す．単位は m．（a）大規模地震，（b）津波地震，（c）
プレート間地震の連動，（d）プレート間連動地震と津波地震との同時発生．Satake etal.（2008）および Ioki and Tanioka（2016）に基づく再現できている．大規模断層モデルの場合，海岸線も隆起するため，津波が内陸まで浸水しにく
い．津波地震モデルは，波源の波長が短いため，沿岸に到達する津波の周期が短く，やはり内陸まで浸水しない．
北海道沿岸での津波の高さを図 7 に示す．北海
道沿岸では，プレート間連動地震と津波地震の同時発生モデルによる沿岸の津波高が 10～25 m とこれらの観測事実を説明するために，17 世紀

最も高く，プレート間連動地震（6～10 m），大規の地震の断層モデルとして，いくつかのタイプの模断層（～4 m）の順に小さくなる．大規模断層

地震が検討された（図 6）．
（a）大規模断層地震は，地震の場合，海岸も隆起するため（図 6），実質

17 世紀に発生した海岸の隆起を説明するために，的な水位上昇量は小さい．津波地震については，

海溝付近からプレート境界の深さ 85 km まで延

釧路付近では 2 m 程度だが，厚岸付近では 10 m

びる大規模断層（幅 250 km）である．（b）津波を超えるなど，局所的な変動が大きい．図には，地震は，海溝軸付近の比較的狭い断層面上（深さ

段丘上の津波堆積物の高さの最大値も示した．こ

0 から 15 km 程度）のすべりである．（c）十勝れらを再現できるのは，プレート間連動地震と津沖・根室沖のプレート間地震の連動は，1952 年

波地震の同時発生モデルだけであることから，こ十勝沖地震と 1973 年根室沖地震の震源域を合わのモデルが 17 世紀型超巨大地震のモデルとしてせた領域を震源とするものであり，断層面のすべ採用された．地震の規模は Mw 8.8 以上とされた．

り量は十勝沖で 10 m，根室沖で 5 m，深さは 15～
50 km 程度である．通常のプレート間地震と津波

5． 超巨大地震の発生確率

地震が同時に発生した例はしられていなかったが，2011 年東北地方太平洋沖地震はこれらの両17 世紀型の超巨大地震は平均約 400 年間隔で方が同時に発生したと考えられることから，（d）

繰り返し発生し，最新の発生時期（1637 年頃）

プレート間地震と津波地震の同時発生モデルが提からすでに 400 年近くが経過していることから，案された（Ioki and Tanioka, 2016）．このモデル

切迫性は高いと考えられる．一方で，津波堆積物

での海溝軸付近のすべりは 25 m と非常に大きい．

に基づく，過去の津波の堆積時期については，大北海道東部沖の巨大地震の可能性── 27

図 7

断層モデルから計算された北海道東部太平洋岸における津波高．Satake et al.（2008），Ioki
and Tanioka（2016）に基づく．段丘上で発見された 17 世紀の津波堆積物の高さ（平川，2012）も示す

きな不確定性がある（図 4）．そこで，地震調査

値は 10% 程度であるが，ばらつきが大きく，95%

委員会（2017）では以下のようにして，将来の発の信頼区間は 7～37% となった．藻散布での結果

生確率を計算した．

と合わせて，17 世紀型超巨大地震が今後 30 年間

も ちりっぷ

霧多布および藻散布で記録された津波堆積物のに発生する確率は 7～40% とされた．

うち，17 世紀型巨大地震であると考えられるも6． まの（霧多布の場合は図 4 の K4～K8 の 5 つ）を選と

めび，発生確率の計算に用いた．これらの地震については，その発生時期が誤差とともに推定されて地震調査委員会は 2017 年 12 月に「千島海溝沿いる（図 4b）ことから，その標準偏差に基づい

いの地震活動の長期評価（第三版）」を発表した．

て，確率密度関数を仮定した．その確率密度関数

2003 年 3 月に第一版を公表後，2003 年 9 月に発に基づいて乱数を発生させ，それぞれの地震の発生した十勝沖地震（M8.0）を受けて，2004 年 12

生年を選び，5 個の地震の発生履歴を作成した．

月に第二版を公表して以来，13 年ぶりの改訂でこの履歴から，平均発生間隔および BPT 分布のあった．この間，北海道東部において進展した津

ばらつきのパラメータ（α）を最尤法で決定した．

波堆積物に基づく古地震調査ならびに 2011 年東これを数十万回繰り返し，平均発生間隔およびば

北地方太平洋沖地震（M9.0）が発生したことをらつきの分布，さらにはそれらから計算される今考慮した．

後 30 年間に発生する確率の密度分布を計算した．

M8 程度を超えるプレート間巨大地震について

霧多布の場合，平均発生間隔は 375 年，α の最頻

は，過去の地震の震源域は同じでなく多様性があ

値は 0.49 であった（図 4c）．平均発生間隔は 500ることから，十勝沖・根室沖の他に境界領域を設

年より短く，ばらつきのαは十勝沖や根室沖の巨定した．また，色丹島沖・択捉島沖については統大地震の確率計算（表 1）で使われた値（十勝沖合した．今後 30 年間に地震が発生する確率は，は 0.38，根室沖は 0.22）よりも大きい．今後 30

十勝沖では 8%，根室沖では 80% 程度，色丹島お年間に発生する確率（図 4d）については，最頻

よび択捉島沖では 60% 程度と推定された．十勝28 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

沖に比べて根室沖の確率が高いのは，前回の地震期評価（第三版）．https://www.jishin.go.jp/main/がそれぞれ 2003 年，1973 年であったことによる．

chousa/kaikou_pdf/chishima3.pdf

また，ひとまわり小さいプレート間地震や，沈み込んだプレート内の地震の他，これまで考慮されていなかった，海溝軸付近の津波地震や，海溝軸外側の正断層地震についても評価した．海溝軸

Nanayama, F., Satake, K., Furukawa, R., Shimokawa, K.,
Atwater, B.F., Shigeno, K. and Yamaki, S. 2003. Unusually large earthquakes inferred from tsunami
deposits along the Kuril trench. Nature, 424, 660︲
663.

外側の正断層地震については，過去の事例がない

Satake, K., Nanayama, F. and Yamaki, S. 2008. Fault

ことから，確率値は推定できなかったが，それ以models of unusual tsunami in the 17th century along

外のタイプの地震については，今後 30 年間に発生する確率は 30～90% と高い値となった．
超巨大地震（17 世紀型）については，霧多布
湿原，藻散布沼における津波堆積物調査に基づ
き，今後 30 年以内に発生する確率を 7～40% と

the Kuril trench. Earth Planets Space, 60, 925︲935.
佐竹健治．2017．17 世紀に千島・日本海溝で発生した
巨大地震．東京大学地震研究所彙報，92，31︲47.
Sawai, Y., Kamataki, T., Shishikura, M., Nasu, H.,
Okamura, Y., Satake, K., Thomson, K.H., Matsumoto,D., Fujii, Y., Komatsubara, J. and Aung, T.T. 2009.

算定した．その規模は，東北地方太平洋沖地震のAperiodic recurrence of geologically recorded tsunamis

ような海溝軸付近に大きなすべりを想定したモデ

during the past 5500 years in eastern Hokkaido, Japan.

ルに基づき，M8.8 程度以上と推定した．
参考文献
平川一臣．2012．千島海溝・日本海溝の超巨大津波履
歴とその意味：仮説的検討．科学，82，172︲181．
Ioki, K. and Tanioka, Y. 2016. Re-estimated fault model

J. Geophys. Res., 114, B01319. doi. 10.1029/2007JB005503
高清水康博．2013．北海道の津波堆積物研究の現状と課題：17 世紀巨大津波による堆積物の研究を中心に．
地質学雑誌，119，599︲612.
宇津徳治．1972．北海道周辺における大地震の活動と根室南方沖地震について．地震予知連絡会会報，7，
7︲13．

of the 17th century great earthquake oﬀ Hokkaido
using tsunami deposit data. Earth Planet. Sci. Lett.,
433，133︲138．
石川

智・鹿島

薫・七山

太・重野聖之．2012．北海道釧路市春採湖の湖底コアから推定される 17 世紀前半の津波堆積物の年代．日本地球惑星科学連合
2012 年大会予稿集，MIS25-P16.
地震調査委員会．2003．千島海溝沿いの地震活動の長期評価について．http://www.jishin.go.jp/main/chousa/
kaikou_pdf/chishima.pdf
地震調査委員会．2004．千島海溝沿いの地震活動の長期評価（第二版）について．http://www.jishin.go.jp/
main/chousa/kaikou_pdf/chishima2.pdf
地震調査委員会．2017．千島海溝沿いの地震活動の長

佐竹健治
［さたけ

現職

けんじ］

東京大学地震研究所教授，東京大学地震火山史料連携研究機構長
略歴1984 年北海道大学大学院理学研

究科修士課程修了，1985 年東京大学大学院理学系研究科博士課程中退，東京工業大学理学部
教務職員，米カリフォルニア工科大学客員研究員，ミシガン大学助教授，地質調査所主任研究官，産業技術総合研究所主任研究員を経て，2008 年より現職
研究分野

巨大地震・津波に関する地球物理学的・古地震学的・歴史地震学的研究

北海道東部沖の巨大地震の可能性── 29

福島県で節目を迎えた自然災害―1888 年磐梯山噴火と 1938 年福島県東方沖地震―
室谷智子
死者 460 名を超えるという被害を生じた（中央防1． は じ め に

災会議，2005）．この噴火は日本が近代国家になって初めて遭遇した大規模災害であり，本格的に政

今年 2018 年は，1 月から 3 月にかけての豪雪，

府や大学研究者によって災害直後に被害調査が行6 月 18 日の大阪府北部の地震，6 月 28 日から 7

われた最初の災害ということになる．また，明治月 8 日にかけての「平成 30 年 7 月豪雨」
，9 月 6以降の日本で最も被害が大きい火山噴火でもある．

日の「平成 30 年北海道胆振東部地震」など，甚

当時はまだ火山学が確立しておらず，帝国大学

大な被害を生じた災害が続いた．また，1948 年

理科大学の地震学教授であった関谷清景が，同じ

福井地震から 70 年，1968 年十勝沖地震から 50

く理科大学の菊池年，1978 年宮城沖地震から 40 年，2008 年岩手・とともに現地調査を行った．工科大学のお雇い外宮城内陸地震から 10 年，と多くの地震の節目の国人技師として来日し，写真家でもあったイギリ年でもある．本稿では，発生から 130 年を迎えた

ス人のウィリアム・バートン（William Kinninmond1888 年磐梯山噴火，80 年を迎えた 1938 年福島県

Burton）も同行して現地調査に赴き，村の被害

東方沖地震と，福島県を襲った 2 つの災害についの様子や火口周辺の噴煙や噴石などの写真を撮影て紹介する．

している．関谷やバートンによって書かれた報告

安や，工科大学の戸谷亥名蔵（たとえば，関谷，1888 ; Sekiya and Kikuchi, 1889）
2． 1888 年磐梯山噴火に掲載されたスケッチは，調査時の写真から描かれたものと思われ，海外での火山研究にも影響を福島県には，吾妻山，安達太良山，磐梯山，燧ヶ与えている（中央防災会議，2005）．スケッチの岳（ひうちがたけ），沼沢の 5 つの活火山がある

もとになった写真が含まれる幻灯写真が国立科学（図 1）．このうち吾妻山，安達太良山，磐梯山は，博物館に残っており（写真 1），関谷が調査後に気象庁が火山活動を 24 時間体制で監視する常時

一般向けの講演を行った際に使われたものと思わ観測火山に選定されている．その中の 1 つである

れる．国立科学博物館所蔵の磐梯山噴火の写真に磐梯山が 1888 年（明治 21 年）7 月 15 日 7 時 45

ついては，大迫ほか（2003）に詳しく述べられて

分ころ，凄まじい轟音とともに水蒸気爆発によるいる．日本国内に広く写真が普及し始めた頃に発噴火を起こした．噴火直前の 7 時頃から鳴動が続生した 1888 年磐梯山噴火の写真は，日本で最初

き，7 時半頃からは数回強いゆれを伴う地震も続の火山噴火写真であり，多くの人が撮影したよういた（関谷，1888）．1 週間ほど前から鳴動や地である．各所に残されている写真や出版物につい震があったようだが，誰もそれが噴火の前兆とはては，中央防災会議（2005）に詳しくまとめられとらえていなかったようである．噴火は一度ではている．この報告書には掲載されていない「福嶋

収まらず，繰り返した噴火によって崩壊した山体

縣下耶麻郡磐梯山噴火之圖」（届人 佐藤重兵エ，（小磐梯）は，岩屑（がんせつ）なだれとなって

岩代国信夫郡福島町），「磐梯山噴火略圖」（印刷

集落を襲い，5 村 11 集落が完全に埋没するなど，著作兼発行者 並川善六，下谷区元黒門町）の 2

30 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

写真 1

左 : 国立科学博物館に残る幻灯写真．中 : 噴口内岩石．W. Burton 撮影．Sekiya and Kikuchi（1889）にスケッチが掲載されている．右 : 蒸気噴吐，土石流出，遠望．関谷（1888）にスケッチが掲載されている．大迫ほか（2003）には，左右反転して写真が掲載されているが，ここではスケッチに合わせている

写真 2 噴火被害の様子を描いた絵図．左 :「福嶋縣下耶麻郡磐梯山噴火之圖」（届人 佐藤重兵エ）．
右 :「磐梯山噴火略圖」（印刷著作兼発行者 並川善六）．ともに国立科学博物館蔵

枚の絵図を最近入手したので紹介しておく（写真クに認定されている．

2）．前者には噴火による山崩れで檜原村が湖になってしまった様子が描かれており，後者には東3． 1938 年福島県東方沖地震

京で出版したためか，被害の程度を知らせる文章も書かれている．

福 島 県 沖 で，1938 年（ 昭 和 13 年 ）11 月 5 日

この大規模な噴火によって甚大な被害が生じた

17 時 43 分（Mjma 7.5），19 時 50 分（Mjma 7.3），6

一方で，山体崩壊により磐梯山の北側に五色沼が日 17 時 53 分（Mjma 7.4），7 日 6 時 38 分（Mjma 6.9）形成されるなど，現在では福島県内でも有数の観と 3 日間で立て続けに 4 つのマグニチュード

光地となっている．しかし，北から磐梯山を望む（M）7 クラスの地震が発生した．半年前の 5 月と（裏磐梯），今でも生々しい噴火の傷跡を見る

23 日 16 時 18 分には，これらの震源域の南に接ことができる．磐梯山は 2011 年に日本ジオパーするように，茨城県沖で Mjma 7.0 の地震も発生し福島県で節目を迎えた自然災害── 31

ている．本稿では，この茨城県沖の地震も含めてント 5 の鮎川だけが，全振幅で 1 m を超えた（表一連の福島県東方沖地震（イベント 1～イベント2）．

5）とする（表 1，図 1，2）．

M7 クラスの地震が複数発生したということ

5 月の地震により，茨城県や福島県で煙突が折で，余震の数も多かったようである．11 月と 12

れ る な ど の 軽 微 な 被 害 が あ り（ 竹 花・ 副 田，

月だけで 1,600 回もの余震が発生し，そのうち有1938），11 月の地震により，福島県内で死者 1 名，

感地震は 323 回観測されている（中央気象台地震

負傷者 9 名，建物全壊 20 棟，半壊 71 棟，宮城県掛，1940）．1938 年 5 月 23 日 か ら 1 年 間 で，14や茨城県でも微小な被害があった（中央気象台地
震掛，1940）．最大震度 5 を観測したのは，5 月
23 日のイベント 1 では茨城県と福島県，11 月 5日のイベント 2 では宮城県，福島県，茨城県の広範囲，イベント 3 では宮城県と福島県，11 月 6日のイベント 4 では福島県であった．11 月 7 日のイベント 5 では，宮城県から茨城県にかけて震度 3 の領域が広がった．震源が陸から離れている
ためか，津波による被害はなかった．岩手県沿岸
から茨城県沿岸において，全振幅（peak to peak）
で数十 cm の津波が観測され（Iida, 1956），イベ
ント 2 の花淵，鮎川，小名浜，イベント 4 とイベ

図 2

図 1

福島県周辺の地震（灰丸は 1923 年から 2017年のマグニチュード 5 以上の地震，黒丸はマグニチュード 7 以上の地震）と火山（黒三角）本稿で紹介している地震と観測点分布．星は 1938 年 と 2014 年，2016 年 の 地 震 の 震央．1938 年 の 5 つ の 地 震 の メ カ ニ ズ ム 解は Abe（1977），2014 年のメカニズム解は
気象庁 CMT 解，2016 年のメカニズム解は
Murotani and Stake（2017）の遠地実体波
インバージョン解析による．白三角は，地震観測点．灰色の丸，三角，四角は津波観測点

表 1 福島県沖で発生した M7 クラスの地震

イベント 1
イベント 2
イベント 3イベント 4イベント 5

発生日時*

震源*

深さ*

Mjma*

Mw（USGS）

メカニズム

1938/05/23 16:18
1938/11/05 17:43
1938/11/05 19:50
1938/11/06 17:53
1938/11/07 06:38
2014/07/12 04:22
2016/11/22 05:59

141.3°E, 36.6°N
141.9°E, 36.9°N
141.5°E, 37.4°N
141.9°E, 37.4°N
142.3°E, 37.0°N
142.3°E, 37.1°N
141.6°E, 37.4°N

0.0 km43.0 km30.0 km10.0 km
5.0 km33.0 km24.5 km

7.0
7.5
7.3
7.4
6.9
7.0
7.4

7.7
7.8
7.7
7.7
7.6
6.5
6.9

逆断層#
逆断層#
逆断層#
正断層#
正断層#
正断層*
正断層*

* 気象庁カタログによる値．# Abe（1977）による値
32 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

表 2

八戸
石巻
花淵
鮎川
宮古
小名浜
銚子

主な検潮所での津波の最大全振幅（1938 年は Iida（1956）から抜粋）

イベント 1

イベント 2

イベント 4イベント 52014 年#

2016 年

22 cm
9 cm
45 cm
─
─
83 cm
18 cm

24 cm
35 cm
113 cm105 cm42 cm
107 cm
28 cm

15 cm
10 cm
85 cm
126 cm
21 cm
40 cm
14 cm

33 cm
6 cm
118 cm
125 cm
─
50 cm
15 cm

─
─
─
42 cm
─
─
─

─
─
─
127 cm53 cm
101 cm19 cm* イベント 3 はイベント 2 の 2 時間後に発生した地震のため，津波の分離が難しい．# 気象庁報道発表資料（平成 26 年 7 月 12 日）より読み取りの違いを示唆した．Abe（1977）はメカニズム解や断層パラメータを推定し，イベント 1，イベン
ト 2，イベント 3 の地震は太平洋プレートと陸のプレートの境界で発生した逆断層地震，イベント
4 とイベント 5 の地震は正断層地震と結論付けた．池田ほか（2008）は，3 つのプレート境界地
震について，波形インバージョンによって得られたすべり分布に基づいて特性化震源モデルを作成している．
この地域では M7 クラスの地震は，2011 年頃までこれら 1938 年の一連の地震しかしられていなかった．ところが，2011 年東北地方太平洋沖地震の震源域には，これら 1938 年の地震群の領域が含まれており，また，2005 年から始まった
文部科学省による「宮城県沖地震における重点的
図 3

近地地震波形を用いたインバージョン解析から得られたイベント 1，2，3 の低角逆断層地震のすべり分布（室谷ほか，2004）．コ
ンター間隔は 1 m．三角と丸は，それぞれ
5 月 23 日と 11 月 5 日の地震後 1 カ月間の余震調査観測」や多くの研究者による 2011 年東北地
方太平洋沖地震後の調査によって，宮城県～福島
県沿岸では過去 2500 年間に，4 回の巨大地震による津波の痕跡があることが分かった．それらのうち 869 年貞観地震（Mw 8.4 程度もしくはそれ以上）も福島県沖を含む領域で発生した 2011 年

個の M6.5 以上の地震が発生しているが，そのう

東北地方太平洋沖型の地震と評価されている（地ち M6.9 以上の地震は 7 個にものぼり，すべてで

震調査委員会，2011）．福島県沖は，隣接する領

津波が観測された．

域との連動によって M8～9 クラスの巨大地震が1938 年の地震に関しては，いくつか既往研究発生するか，M7～8 クラスの群発地震として発がある．羽鳥（1976）は津波波源域を求め，5 月

生するか，両方の可能性が考えられる．そのため，

23 日のイベント 1，11 月 5 日のイベント 2，イベメカニズムが異なる地震が群発して発生した

ント 3 の地震は津波の初動がすべて押し波，111938 年の地震について詳細を明らかにすること

月 6 日のイベント 4 と 11 月 7 日のイベント 5 はは重要である．

引き波の初動が観測されたことから，メカニズム

本稿では 1938 年を中心に福島県沖で発生した
福島県で節目を迎えた自然災害── 33

図 4 （a）遠地波形記録の比較に用いた観測点分布．（b）イベント 1，2，3 のすべり分布から計算した
遠地地震波形と観測波形の比較．（c）イベント 2 のすべり分布から計算した津波波形と観測波形の比較

M7 クラスの地震像について紹介するが，地震波推定した（図 3）．これらのすべり分布を用いて形や津波波形を用いた 1938 年の逆断層地震の解

Christchurch（CHR， ニ ュ ー ジ ー ラ ン ド ），De

析や，1938 年と 2014 年，2016 年の正断層地震のBilt（DBN， オランダ），Pasadena（PAS，アメ比較を行った Murotani and Satake（2016, 2017）リカ），Pulkovo（PUL，ロシア）（図 4a）での地などをまとめたものである．

震波形を計算し，観測波形との比較を行うと，す3．1

1938 年の逆断層地震のすべり分布の検討

べてのイベントにおいて観測波形の位相は比較的室谷ほか（2004）は，仙台，新潟，前橋，水戸，再現できているものの，計算波形の振幅が観測波

本郷（図 2）の近地地震波形を用いたインバー形の振幅よりも数倍から十数倍大きくなる結果とジョンによって逆断層地震の不均質すべり分布をなった（図 4b）．近地地震波形インバージョンか34 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

ら得られたすべり量と Mw は，比較的よく近地観

M7 を超える地震が発生したのは，1938 年以降，

測波形を再現できていたが，過大評価だったと考これらの 2014 年と 2016 年の地震と，アウターラ

えられる．また，イベント 3 では 2 つの大きなすイズで 2013 年に発生した Mjma 7.1 の正断層地震

べり領域（アスペリティ）が推定されているが，のみである．

室谷ほか（2004）は津波波源域の再検討から，近福島県沖で発生した正断層型地震の検討を行う

地波形は南側のみのすべり領域だけでも説明は可ため，震央の近い 1938 年のイベント 4 と 2016 年

能としている．そのため，南側のすべり領域のみの遠地地震波形の比較を行った．イベント 4 のから遠地地震波形を計算したところ，計算波形のChristchurch，De Bilt，Pasadena，Pulkovo での振幅は観測波形とほぼ同じとなった（図 4b 右

波 形 と， そ れ ら に 近 い 2016 年 の South Karori端）．全体に過大評価だったか，アスペリティが（SNZO，ニュージーランド），Black Forest Ob-

1 つの地震である可能性がある．

servatory（BFO，ドイツ），Pasadena，Obninsk

イベント 2 で発生した津波について，八戸，鮎（OBN，ロシア）での波形を比較すると，振幅は川，宮古，尾島，小名浜（図 2）での津波観測記

イベント 4 のほうが大きいが，波形の位相や立ち

録と，すべり分布から計算した津波波形とを比較

上がりは非常によく似ていることから（図 5），

した結果（図 4c），遠地地震波形比較の結果と同1938 年の地震は正断層であると考えてよさそう

様，計算波形の振幅が観測波形よりもかなり大きである．しかしながら，2016 年の地震の気象庁（走かった．やはり，すべり量や Mw が過大であった

向 65°，傾斜 55°; 走向 212°
，傾斜 40°）や USGSと考えられる．さらに，いくつかの観測点では初（走向 42°，傾斜 49°; 走向 238°，傾斜 42°）によ動の押し引きが一致しなかったため，陸域側の海るメカニズム解と，イベント 4 の Abe（1977）

底の沈降量が大きすぎたと考えられる．イベント

によるメカニズム解（走向 10°，傾斜 10°; 走向3 に関しては，イベント 2 の 2 時間後に発生した

190°，傾斜 80°）は走向，傾斜が異なっている．

ために津波波形の分離が困難で，検討を行うのは一方で，2014 年の地震は 1938 年のイベント 5 の難しい．

震央と非常に近いが，観測波形はどちらかという以上のことから，不均質すべり分布は，過大評とイベント 5 よりはイベント 4 や 2016 年の波形価となっていると考えられるため，観測記録の追に近い（図 5）．Abe（1977）はイベント 4 とイ

加や速度構造の見直し，近地・遠地地震波形，津ベント 5 を同じメカニズムと仮定していたが，遠波波形を同時に用いるジョイントインバージョン

地地震波形を比較するといくつかの観測点で初動を行う等，再検討が必要である．

が異なるため（図 6），イベント 5 のメカニズム

3．2

1938 年と 2014 年，2016 年の正断層型地震

はイベント 4 や 2016 年，2014 年の地震とは異なの検討ると考えられるが，今後の検討課題である．

2011 年東北地方太平洋沖地震の発生後には，

次に，1938 年と 2016 年の津波波形に関して，福島県沖で M6～7 クラスの正断層型や横ずれ型

両者を比較できる観測点は宮古，鮎川，小名浜のの余震が多発したが，1938 年の一連の地震を除

3 点であり，2014 年は津波が小さく，1938 年といて 2011 年までは正断層型の大地震の発生は知比較できる観測点は鮎川 1 点のみであった．宮古

られておらず，1938 年に M7 クラスの正断層型

ではイベント 4 は約 10 cm，2016 年は約 30 cm のの地震がほんとうに起きたのかという議論は長く津波が観測されたのに対し，鮎川ではイベント 4

残っていた．一方で，2014 年 7 月 12 日に，イベでは約 60 cm，2016 年では約 30 cm と，観測点にント 5 の震央付近で Mjma 7.0 の正断層型地震が，よって波形の振幅比の大小が異なるうえに波形の2016 年 11 月 22 日には，イベント 4 の震央付近

位相の相関もよいとは言えず，津波波形の比較かで 1938 年と同規模の Mjma 7.4 の正断層型地震がらこれらの地震の比較は難しい（図 7b）．また，発生した（表 1，図 2）．福島県沖を震源とする

各検潮所での津波到達時刻による逆伝播図から推福島県で節目を迎えた自然災害── 35

図 51938 年のイベント 4，5 と 2014 年，2016 年の遠地地震波形記録の比較．Zp は P 波上下動，Es と
Ns はそれぞれ EW，NS 成分の S 波を示す

図 61938 年の地震の CHR，DBN，PAS，PUL の地震波形の比較．Zp は P 波上下動，Ns，Es はそれ
ぞれ S 波の NS 成分，EW 成分を示す

定される津波波源域は，1938 年のイベント 4 にり分布の違い，地形の影響など，さまざまな要因

比べて 2016 年の波源域はかなり小さい（図 7a）．

が重なって津波波形の比較が困難になっている．

イベント 4 と 2016 年の地震は，Mjma はともに 7.4

2016 年の地震について，震央距離 30°～100°のと同じであるが，Mw（USGS）がそれぞれ 7.7，6.9

IRIS-DMC の広帯域地震計記録の P 波上下動 77と異なる．この Mw の差や波源域の大きさ，すべ点を用いて遠地実体波インバージョン解析を行う

36 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

れる（図 8）．それに対し，2004 年，1938 年のイ
ベント 4 やイベント 5 が，どのプレート内で起きた地震なのかを明らかにすることが課題である．
4． まとめと課題
1938 年福島県東方沖地震の一連の地震について，2014 年，2016 年に福島県沖で発生した M7クラスの地震との比較をしながら検討を行っている．
1938 年 5 月 23 日，11 月 5 日 17 時 43 分 と 19
時 50 分に発生した地震（イベント 1，2，3）について，近地地震波形記録を用いて得られたすべ
り量分布から遠地地震波形や津波波形を計算すると，かなりの過大評価となった．これらの地震は，
太平洋プレートが沈み込む境界で発生した逆断層と考えられており，このプレートの沈み込みを考慮した断層面や観測データの追加，三次元速度構造を用いるなど，断層パラメータやすべり量の再検討が必要である．
11 月 6 日と 11 月 7 日に発生した地震（イベン
ト 4，5）の震央近くでは，それぞれ 2016 年 11月 22 日，2014 年 7 月 12 日に正断層地震が発生
図 7 （a）1938 年のイベント 4，5 と 2014 年，2016
年の震央，メカニズム解と，イベント 4，2016 年の津波波源域．津波波源域は，各観測点での津波到達時刻による逆伝播図から推定したもの．実線はイベント 4，破線は2016 年を表す．
（b）1938 年，2014 年，2016
年の津波波形の比較．矢印は初動を示す

しており，遠地波形の比較からイベント 4 は正断層と考えられる．イベント 5 は，おそらく他の正断層と異なるメカニズムと思われるが，まだ検討が必要である．2016 年は太平洋プレート上盤側の陸のプレート内で発生した地震であるが，イベ
ント 4 やイベント 5 の地震がどのプレート内で発生したのかが気になるところであり，引き続き検と，断層長さ 70 km，断層幅 40 km，（走向，傾斜，19

討していく必要がある．

すべり角）
＝
（50°
, 35°
, −89°），M0＝3.1×10 Nm，2014 年や 2016 年の地震は 2011 年東北地方太Mw＝6.9，最大すべり量＝1.4 m，平均すべり量＝

平洋沖地震から数年が経過して発生しているが，0.4 m（剛性率はμ＝30 GPa を仮定），震源の深さ

福島県沖のプレート境界において M7～9 クラス

10.5 km となった．気象庁カタログの震源の深さの逆断層地震が発生した後には，正断層型の地震は 24.5 km であるが，気象庁 CMT 解の深さや，が起こるものと思われる．

防災科学技術研究所の広帯域地震観測網（F-net）

長く一連の 1938 年福島県東方沖地震に取り組や高感度地震観測網（Hi-net）の震源の深さも 10

んでいるが，なかなか成果をだせていないことを

km 前後に推定されていることから，2016 年の地

申し訳なく思っている．2011 年東北地方太平洋

震やその余震群は，太平洋プレート上盤側のプ沖地震や 869 年貞観地震の震源域になっているだ

レート内の浅い場所で発生した正断層地震と思わ

ろう 1938 年の地震の地震像を明らかにすること
福島県で節目を迎えた自然災害── 37

図 8

気象庁カタログによる 2016 年 11 月 22 日の本震と Mjma 4 以上の余震分布．コンターは遠地実体
波インバージョン解析から得られたすべり分布を表す．コンター間隔は 20 cm

は，福島県沖での M7～M9 クラスの地震の発生
メカニズムや防災を考えるうえで重要であり，引き続き検討を行いたい．

528︲545．
羽鳥徳太郎．1976．1938 年福島沖群発地震による津波の発生機構．地震，29，179︲190．
Iida, K. 1956. Earthquakes accompanied by tsunamis
occurring under the sea oﬀ the Islands of Japan. J.

謝辞

Earth Sci., Nagoya Univ., 4, 1︲43.

以上の解析には，気象庁の地震・津波波形記録

池田 孝・加藤研一・植竹富一・敦賀隆史．2008．1938と震源カタログ，国土地理院・港湾局の津波波形

年塩屋崎沖地震群の震源モデルの特性化と地震動評

記録，世界各地の地震波形記録を使わせていただ
きました．ここに記して感謝申し上げます．
参考文献
Abe, K. 1977. Tectonic implications of the large Shioyaoki earthquakes of 1938. Tectonophysics, 41, 269︲289.
中央防災会議 災害教訓の継承に関する専門調査会．
2005．1888 磐梯山噴火報告書，平成 17 年 3 月公表．
http://www.bousai.go.jp/kyoiku/kyokun/kyoukun
nokeishou/index.html
中央気象台地震掛．1940．昭和 13 年 11 月 5 日福島県東方沖地震及び同余震調査報告．験震時報，10，38 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

価．日本建築学会構造系論文集，73，1951︲1958．
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日．https://www.jishin.go.jp/main/chousa/kaikou_
pdf/sanriku_boso_4.pdf
Murotani, S. and Satake, K. 2016. Seismic waveform
analyses for the 1938 Off Fukushima earthquake
sequence. AGU Fall Meeting, S21B︲2721.
Murotani, S. and Satake, K. 2017. Normal fault type
earthquakes Off Fukushima region─comparison of
the 1938 events and recent earthquakes─. AGU Fall
Meeting, S31C︲0832.
室谷智子・菊地正幸・山中佳子・島崎邦彦．2004．1938

年に起きた複数の福島県東方沖地震の震源過程（2）．
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大迫正弘・佐藤公・細馬宏通．2003．磐梯山噴火の幻灯写真．国立科学博物館研究報告 E 類，26，1︲9．
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竹花峰夫・副田勝利．1938．昭和 13 年 5 月 23 日福島
県塩屋崎沖地震踏査報告．験震時報，10，303︲309．

室谷智子
［むろたに

現職

さとこ］

国立科学博物館理工学研究部理化学グループ研究主幹
略歴

東京大学大学院理学系研究科地球惑星科学専攻博士課程修了，文部科学省
研究開発局地震・防災研究課非常勤職員，東京大学地震研究所特任研究員，国立科学博物館理工学研究部理化学グループ研究員を経て現職
研究分野

地震学

福島県で節目を迎えた自然災害── 39

2015 年 5 月 30 日小笠原諸島西方沖深発地震と異常震域の謎古村孝志
れる事態となり，14 台では人の閉じ込めが発生
1． は じ め にした．
近年，世界で起きた M8 級の深発地震には，2015 年 5 月 30 日 に 小 笠 原 諸 島 西 方 沖 の 深 さ1870 年コロンビアの地震（M8.0 ; 645 km），1994

682 km で発生した M8.1 の深発地震は，規模も深年 ボ リ ビ ア の 地 震（M8.3 ; 647 km），2013 年 オ

さも観測史上最大級のものであった．この地震にホーツク海の地震（Mw8.3 ; 596 km）があげられより東京都小笠原村と神奈川県二宮町で最大震度る．小笠原諸島西方沖地震は，これらの地震と比5 強を観測．強い揺れは関東から東北の太平洋岸

べても規模も深さも世界最大級のものであった．

を中心に広がり，全国 47 都道府県すべてが有感小笠原諸島西方沖地震の震源域周辺には，大きとなった．首都圏では怪我人が発生し，停電やエな地震の記録はないが，少し離れた場所では M7

レベータ閉じ込めなどの被害が起きた．

ク ラ ス の 深 発 地 震 が 多 発 し て お り， 近 年 に は

この深発地震には謎が多い．なぜ，M8 規模の2010 年（M7.1），2000 年（M7.2），1998 年（M7.1），

深発地震が沈み込むプレート最深部の，上部マン

1984 年（M7.6），1970 年（M7.1），1968 年（M7.3），

トル/下部マントル境界を越えて起きたのだろう

1951 年（M7.2）に地震があった．これらの地震

か．そして，日本全域を揺らした強い揺れはどのは，450～490 km の深さで起きており，発震機構

ようなものだったのか．強震波形記録を調べるはおおむね太平洋プレートが沈み込む方向に圧力と，この謎の地震特有の揺れの特徴が見えてきた．

軸を持つ型（down-dip compression）であった．
深発地震は，上部マントルを構成するかんらん

2． 2015 年小笠原諸島深発地震の岩の結晶構造がスピネル型構造に相転移して密度が増大し，その上部の沈み込んだプレート（ス2015 年 5 月 30 日（土）の 20 時 23 分，小笠原

ラブ）に浮力が働くことで発生すると考えられて諸島西方沖を震源とする，M8.1（気象庁マグニ

いる．そして，660 km 付近でもスピネル構造かチュードによる．モーメントマグニチュードはらペロブスカイト構造へと相転移することで同様

Mw7.9）の地震が発生した．震源の深さは 682のメカニズムの地震が起きると考えられている．

km．この地震により，東京都小笠原村母島と神しかしながら，2015 年の小笠原諸島西方沖地

奈川県二宮町で最大震度 5 強を観測，震度 1 以上

震は，通常の地震活動より 100～200 km も深くの揺れが 47 都道府県全域に広がった（図 1）．全（図 1），沈み込んだプレート（スラブ）の内部で国が有感となったのは，震度観測が始まって以来はなく下面付近で起きたことになる．しかも，発初めてのことだという．

震機構は通常の深発地震とは異なる東西方向に張この地震により，東京では火災が 1 件発生，東力軸を持つ型であり，沈み込んだスラブの最深部

京，神奈川，埼玉では 13 人のけが人が発生，そを引きちぎるような力が働いたことが考えられる．

して 600 世帯が停電した．首都圏の 1 万 9 千台の伊豆・小笠原海溝から約 50 度の急角度で沈みエレベータは緊急停止し高層ビルに人が取り残さ込む太平洋スラブは，深さ 660 km 付近の上部マ

40 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 12015 年 5 月 30 日小笠原諸島西方沖地震（M8.1 ; 深さ 682 km）による震度分布（気象庁震度デー
タベースによる作図に加筆）と，震源域周辺（点線の範囲）での地震活動と震源の位置関係（気象庁，2015 に加筆）

ントル/下部マントル境界付近に到達すると，高3． 深発地震と異常震域密度のマントルに沈み込めなくなる．結果，スラブは 660 km 境界面に横たわった状態（スタグナ
ントスラブ）になっていることが，地震波トモグ

3．1

異常震域の生成ラ フ ィ の 研 究 か ら 示 さ れ て い る（ た と え ば，

太平洋プレートで深発地震が起きると，震源か

Obayashi et al., 2017 ; Zhao et al., 2017）．スラブ

ら遠く離れた北海道～東北～関東周辺の太平洋岸の先端が折れ重なるように積み重なり 660 km 境

で震度が大きくなる「異常震域」が現れる．広域

界の下に沈み込んでいるという説明（Porritt andに広がる異常震域は，軟弱な表層地盤により局地

Yoshioka, 2016 ; 図 2a）や，スラブの先端が南北

的に震度が大きくなるサイト増幅とは別の，マンで逆方向に折れ曲がり裂けているという解釈

トル構造の不均質性がもたらす影響である．

（Zhao et al., 2017 ; 図 2b）もある．

異常震域は，日本海溝から斜めに沈み込む太平

スタグナントスラブは，後から沈み込んでくる

洋プレートが，太平洋側（東北日本弧の前弧側）

スラブに押されて密度を増し，やがて 660 km 境に揺れを良く伝えるのに対し，減衰の大きなマン

界を突き抜けて下部マントルへと落ちる．今回のトルを通った地震波が日本海側（背弧側）へと伝地 震 は， そ の 前 兆 現 象 で あ る と の 解 釈 も あ る

わることで，火山フロントを境に震度に大きな違（Obayashi et al., 2017）．

いが生まれることが原因である．

小笠原諸島西方沖地震の発生には，こうした太日本海の深さ 300～400 km の深発地震や，中平洋スラブ深部と 660 km 境界の力学的な作用が国北東部～ウラジオストックの深さ 500～600 km

関係していると考えられる．

の深発地震が示す異常震域は強烈であり，震源直上では無感であっても，1,000 km 以上遠く離れた2015 年 5 月 30 日小笠原諸島西方沖深発地震と異常震域の謎── 41

図 2

小笠原海溝下の深部に沈み込んだ太平洋プレート（スラブ）の深部での状態と 2015 年小笠原諸島西方沖地震の位置関係．（a）上部マントル/下部マントル境界付近で積み重なったモデル，（b）
スラブが南北方向で逆方向に折れ曲がり裂けたモデル．Ye et al.（2016）をもとに作成

図 3

太平洋プレートの深発地震による異常震域の例．（a）2007 年京都府沖の地震（M6.7, 374 km）．
（b）2002 年ウラジオストックの地震（M7.2, 589 km）．（c）フィリピン海プレートのやや深発地
震の例；2006 年大分県西部の地震（M6.2, 145 km）．気象庁震度データベースによる作図に加筆

場所で大きな震度を記録する（図 3）．2007 年 7

異常震域は，世界中の沈み込み帯で見られるは

月 16 日の京都府沖（若狭湾）の深発地震（M6.7 ;ずだが，台湾，イタリア，ニュージーランドを除

374 km）では，北海道浦幌町で最大震度 4 を観

き明瞭な観測報告はない．おそらく，島弧と火山測した（図 3a）．深発地震ほど顕著ではないが，フロントの位置関係や震度・強震観測網の配置条

プレート境界の地震でも異常震域が起きる．

件によるのだろう．フィリピン海プレートのやや

42 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

深発地震でも九州や中国地方に異常震域が見られ減衰が小さいプレートは地震波を遠くまで伝える

るが，太平洋プレートの地震ほど明瞭ではないのに有効だが，高速度のプレートは地震波を低速（図 3c）．フィリピン海プレートの厚さ（30～40

度のマントルに向けて逃がしてしまうためだ（図km 程度）は太平洋プレート（100～120 km 程度）4）．そして折れ曲がったプレートに地震波を閉じより薄く，地震波を伝える効果が弱いためだろう．

込め，遠くまで導波（ガイド）するためには，

3．2

High-V, High-Q 以外に何か別のメカニズムが必

異常震域の発見

日本で異常震域の存在が認知されたのは，震度要である．

観測が開始された 1900 年代初頭のことである．

異常震域で記録される地震波には，高周波数

大日本気象学会の学術誌『気象集誌』に掲載され（＞1～2 Hz）の成分が強く含まれ，そして揺れのた大正 7 年の論文（長谷川，1918）には，震源は継続時間が長い紡錘形の波形を示す特徴がある

三陸はるか沖と発表した地震が，後の精査により（図 4b ; KMUF 観測点）．そしてガタガタとした

日本海の地震と判明したことが記されている．そ小刻みな揺れが長く続くことで，建物の天井や壁の後，気象集誌と中央気象台の学術誌『験震時報』などの施設被害が発生したり，エレベータを緊急に 発 表 さ れ た 昭 和 元 年 の 2 編 の 論 文（ 石 川，

停止させる加速度センサーが過敏に反応したりす

1926a，b）には異常震域の用語が使われ，特異る．その一方で，木造家屋の被害に影響する，周な震度分布を示す観測例とともに異常震域の成因

波数 0.5～1 Hz 程度のやや低周波数の成分は弱が議論されている．論文中には，揺れやすい地質

い．大きな震度のわりには，家屋の全半壊の報告

構造の影響や，双子地震の可能性とともに，寺田がほとんどないのはこうした地震動特性によるも寅彦博士の仮説として，揺れが日本海から太平洋のだろう．

側の地殻ブロックにドミノ倒しのように増幅されプレートガイド波における強い周波数依存性

るモデルも紹介されている．だが，著者の釈然とは， プ レ ー ト を 伝 わ っ た 前 弧 側 観 測 点（ 図 4 ;しない思いが論文の結言「…自分も尚研究する考KMUF）の加速度波形と，プレートを伝わらなえなれども又何かに気の付いた事あらば教えを垂い背弧側観測点（HSSF）の波形のスペクトル比れん事を希ふ．」から覗える．まだ深発地震の存をとることで確認できる（図 4c）．ウラジオス在が知られておらず，プレートテクトニクス論もトックの深発地震（図 3b）の際に，異常震域の生まれていない時代のことである．

中の KMUF 観測点で記録されたプレートガイド

それから数十年を経て，和達（1927）が深発地

波には，異常震域の外の HSSF 観測点と比較し震面を発見，そして Utsu（1966）により日本海て 1 Hz で 2 倍，5 Hz で 40 倍の強さを持つ高周溝から日本海下に傾斜した地震帯の存在と，その波数地震動が含まれていた．逆に，0.5 Hz 前後の周囲の高減衰（Low-Q）マントルの存在が示され地震動成分は 1/5 程度の強さだった．すなわち，た．そして，地震波の走時解析（Utsu, 1967）と太平洋スラブは，高周波数地震動を導波（wave-

スペクトル解析（Utsu and Okada, 1968）から地

guide）し，そして 0.5～1 Hz 程度のやや低周波数

震帯は地震波の伝わる速度が速く（High-V）減

地震動を反導波（anti-waveguide）する働きを持衰が小さい（High-Q）「宇津モデル」が完成，異つ．

常震域の原因が明らかになった．Dietz の海洋底3．4拡大説を経て，Wilson によるプレートテクトニ
クス論がまもなく完成しようとする時期のことで高周波数地震動のみを伝えるプレート内部
ラミナ構造

近年，不均質媒質中での地震波散乱現象の理解ある．

が大きく進んだことで（Sato et al., 2012），高周

3．3

異常震域を作るもう 1 つのメカニズム

波数で長時間続く揺れとプレート内部の不均質構だが，High-V, High-Q のプレートだけでは異造による散乱現象とが結びつけられた（Furu-

常震域の成因を十分に説明することはできない．

mura and Kennett, 2005）．

2015 年 5 月 30 日小笠原諸島西方沖深発地震と異常震域の謎── 43

図 4

沈み込む太平洋プレートによる地震波の導波・反導波特性の模式図．（a）スラブ内部不均質構造（ラミナ）による高周波数地震動の強い前方散乱・導波と，高速度スラブから低速度マントルへの低周波数地震動の抜け出し・減衰の様子．（b）2002 年ウラジオストックの地震における，背弧側観測点（HSSF）と前弧側観測点（KMUF）での加速度波形記録の比較．（c）スペクトル比（KMUF/HSSF）から見た太平洋スラブの導波・反導波特性

東太平洋海嶺で上昇したマグマから生まれた若もまた，ラミナ構造の生成に寄与する．

い太平洋プレートの薄い地殻は，冷やされる過程

そして，プレート内部のラミナ構造において，で下部にマントルが付着してしだいに厚さを増波長の短い高周波数地震波が強い散乱を起こし，す．長い時間をかけて北太平洋上を移動する間に広角反射を繰り返しながら前方に進む（前方散はアセノスフェアの付着も起きる．こうして厚み乱）ことで，高周波数地震動を内部に閉じ込め遠を増した太平洋プレートの内部は，堅い/柔らかくまで伝えることが可能となる．

い地層が積み重なった互層（ラミナ）構造になっ観測された地震波の周波数特性から，ラミナ構ていることが考えられる（図 4a）．プレート内部

造のスケール（地震波速度の空間変動を表す相関の部分溶融層や亀裂に閉じ込められた流体の存在距離）はプレートの厚み方向に 0.5 km 程度，そ44 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

してプレートの走行方向に 10 km 程度の大きさを持つと推定されている．このスケールより波長4．2

深 発 地 震 に よ る SP 変 換 波，SPmP 波，
S-PL 波が長い低周波数地震動は散乱せずに，高速度のプ

では，2015 年小笠原諸島東方沖地震で日本列レートからマントルに抜け出し減衰する．なお，

島全域を有感にした揺れは，どのようなものだっ

紡錘形の地震波形の特徴から，不均質性の強度

たのか．

（物性値の平均からの揺らぎ）の標準偏差は 2～4%

図 5 に示した加速度波形のレコードセクション程度と見積もられている（Furumura and Kennett,

を見ると，震央距離 1,000 km 以遠（東北地方以

2008）．

北）の地点では，高周波数（＞1～2 Hz）のプレー
トガイド波よりずっと先に到着した，やや低周波

4． 小笠原諸島西方沖地震の異常震域と数（0.5～1 Hz）の波群が最大加速度を作ってい強震動の謎

たことがわかる．その波は大振幅のパルスからなり，低周波数（＜0.1 Hz）の相が後続している．

話を 2015 年小笠原諸島西方沖地震に戻し，ここれらの波群の見かけ速度は約 6.5 km/s であの地震で見られた異常震域は地震の規模（M8.1）

り，地殻を伝わる P 波に関係した波と考えられから考えて弱かったことを説明しよう．

る．深さ 682 km の深発地震から放射された S 波

4．1

弱かった，小笠原諸島西方沖地震の異常は，震央距離 1,000 km 付近において臨界角に近震域

い角度で地表へと入射し，入射 S 波の 4 倍近い

最大加速度分布と強震波形（図 5）を，2010 年

振幅の SP 変換波を生み出す（たとえば，Aki and11 月 30 日の小笠原諸島西方沖の深発地震（図 6 ;Richards，2002， 第 5.3 章 ）． こ う し た 現 象 はM7.1 ; 460 km）と比較する．最大加速度分布は，1,500 km 以遠まで続き，大振幅の SP 変換波は地

防災科学技術研究所の K-NET，KiK-net 強震記

殻内を広角反射を繰り返しながらさらに遠地まで

録の水平最大値を，強震波形は F-net 強震計記録

伝わる（SPmP 波 ; 図 7）．こうして，やや低周波の Radial 成分を示している．なお，2 地震の規模

数の SP 変換波と SPmP 反射波が有感の範囲を拡が大きく異なることから，最大加速度のカラース

大したものと考えられる．

ケールは変えてある．

後続するやや長周期（4～8 s）の地震波形を調最大加速度分布を比べると，2010 年の深発地

べると，弱い正分散性を示すとともに，震動軌跡

震の加速度コンターが 2015 年の地震より北まで

は Radial-Vertical 面 内 で 時 計 回 り に 回 転（Pro-

延びていることがわかる．2010 年の地震の加速

grade ; すなわちレイリー波の基本モードの Ret-

度波形は，2015 年のものより，高周波数成分にrograde 回転と反対）していた．これは，地殻内富む揺れが長く続いている様子もわかる．Furu-

を伝わる SPmP 波と入射 S 波が干渉（カップリン

mura and Kennett（2017）では，各地の最大加グ）を起こして生まれた S-PL 波（Shear-coupled

速度値を地震動予測式（距離減衰式）と比較し，PL wave）と解釈された．

また地震波のスペクトル解析から，2015 年の地深発地震では表面波の励起が弱く，一般に長周震ではスラブガイド波が通常の深発地震より弱期地震動は発生しにくいが，小笠原諸島西方沖地

く，異常震域の形成が弱かったことを述べてい震では関東と長野県で長周期地震動震度階級 2

る．Takemura et al.（2016）はスラブガイド波のを，そし東北，北陸，大阪，九州の広い範囲で階特徴である紡錘形の波形を示していないことを指級 1 を観測した．地震の規模が大きかったことが摘し，その原因として地震がプレート下面付近で最大の理由だが，SPmP 波や S-PL 波の伝播が関起きたことを地震波伝播シミュレーションに基づ係している可能性もある．

き説明している．

なお，2010 年の深発地震（460 km）のレコー
ドセクション（図 6）には，SP 変換波や S-PL は2015 年 5 月 30 日小笠原諸島西方沖深発地震と異常震域の謎── 45

図 52015 年小笠原諸島西方沖の地震（M8.1, 682 km）における，日本列島の最大加速度分布と，伊豆諸島～関東～東北～北海道にかけての前弧側観測点での加速度波形記録（Radial 成分）

図 62010 年の小笠原諸島西方沖の地震（Mw7.1, 460 km）における，日本列島の最大加速度分布と，伊豆諸島～関東～東北～北海道にかけての前弧側観測点での加速度波形記録（Radial 成分）

みられない．スラブ内で起きた地震のために，マントルに放射される S 波が弱かったことや，大振幅のスラブガイド波に覆い隠され見えづらくなっていることも原因であろう．
46 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

4．3

太平洋プレート内部で M8 級の深発地震が起きたら？

では，2015 年小笠原諸島西方沖地震が通常の深発地震のように，太平洋スラブ内部で起きてい断面（A︲A’）の波動場を示している．太平洋ス
ラブの下面付近の震源（☆印）から放射された S
波がマントルを通って地殻に入射し（147 秒），
地表面で強い SP 変換波を生成するとともに（258秒），地殻内で広角反射（SPmP）を繰り返しながら伝わる過程で，入射 S 波とカップリングを起こして S-PL 波が生成されるまでの過程が確認できる（330 秒）．
地震波伝播シミュレーションにより再現された
図 7

深さ 680 km の深発地震からの S 波入射と地表での強い SP 変換波の生成，地殻内の広角P 反射（SPmP）の伝播，および入射 S 波とのカップリングによる S-PL 波の生成の模式図

小笠原諸島西方沖地震の最大加速度分布と加速度波形を図 9a に示す．シミュレーションの制約により，周波数 3 Hz 以上の高周波数地震動は評価
できていないが，観測記録（図 5）と比較して，たとしたら，日本列島の揺れはどうなっていただ

最大加速度分布の形状と，大振幅の SP 変換波とろうか．

SPmP 波，そして後続する S-PL 波，さらに遅れ

スラブ内の仮想 M8 地震による強震動を評価するために，3 次元差分法による強震動シミュレーて到達する弱いプレートガイド波の特徴をよく再現できていることがわかる．

ションを行った．計算範囲は，水平 2,000 km×

次に，2015 年小笠原諸島沖地震の震源を西に1,500 km，鉛直 1,000 km とし，250 m の格子間隔

100 km 動かし，ちょうど太平洋スラブ内部を震で 離 散 化 し て，Crust 1.0 モ デ ル（Laske et al.,源とする仮想スラブ内地震の地震波伝播シミュ

2013）より地殻構造を，全国一次地下構造モデル

レーションを行った（図 8b，9b）．求められた最（JIVSM，Koketsu et al., 2012）より太平洋プレー

大加速度分布と加速度波形を比べると，強いスラ

ト・フィリピン海プレート構造を設定した．

ブガイド波により関東～東北での最大加速度がスラブ内部の不均質構造（ラミナ構造）は，2～4 倍程度大きくなるほか，強い揺れが日本全Furumura and Kennett（2005）に基づき，スラ

域に拡大することが確認できた．地下断面の地震

ブの地震波速度に揺らぎを与える形でモデル化し波動場のスナップショットを見ると，スラブ内部

た．揺らぎの分布は Von Karman 型に従い，プに放射された S 波が強い散乱を起こして大きく

レートの走行方向の相関距離を 10 km，厚み方向

長時間続く波群を作り，これがスラブ内部を伝を 0.5 km，ゆらぎの標準偏差を 4% とした．

わって地表に強い揺れを起こす様子がわかる．一本計算モデルでは地殻の最小 S 波速度を 3.4

方，マントルに向けて放射される S 波は弱く，km/s（異常震域に直接結びつかない表層地盤はこれが作り出す SP 変換波と SPmP，そして S-PL

考慮しない）とし，最大周波数 3 Hz までの高周波は弱まり，そして大振幅のスラブガイド波に覆

波数地震動を評価した．

い隠され見えづらくなっている．

地震波伝播計算は，海洋研究開発機構のスパコン（地球シミュレータ）で行った．1,564 CPU を

5． お わ り に用いた並列計算において 750 秒間の地震波伝播計
算に要した時間は 4 時間であった．

2015 年小笠原諸島西方沖地震は，規模（M8.1）

計算結果を図 8a に示す．2015 年小笠原諸島西も深さ（680 km）も観測史上最大級のものであっ方沖地震の発生から 147 秒，258 秒，330 秒後のた．しかしながら，この地震が沈み込む太平洋ス

揺れの広がりを P 波を赤色で，S 波を緑色で可視

ラブの下面付近で起きたものであるために，通常化している．図の下には，震央～北海道を横切るのスラブ内部で起きる深発地震に比べて，スラブ2015 年 5 月 30 日小笠原諸島西方沖深発地震と異常震域の謎── 47

図 8 （a）2015 年小笠原諸島西方沖地震の地震波伝播シミュレーション．地震発生から 147 秒，258 秒，
330 秒後の 3 次元波動場と鉛直 2 次元断面（A︲A’）での地震波伝播の様子．P 波を赤，S 波を緑で表示，（b）震源の位置を 100 km 西にずらし，スラブ内に置いた仮想深発地震でのシミュレー
ション結果

ガ イ ド 波 の 生 成 は 弱 く， 観 測 さ れ た 高 周 波 数

波と SPmP 反射波，そして長周期（4～8 秒）の（＞1～2 Hz）地震動のレベルは地震の規模から考S-PL 波が明瞭に観測され，これが遠地（＞1,000

えて相対的に弱かった．逆に，通常の深発地震でkm）での最大加速度と震度を作り出した．

は見られない，やや長周期（1～2 Hz）の SP 変換
48 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

かりに，同規模の深発地震がプレート内部で起図 9

地震波伝播シミュレーションから求められた，（a）2015 年小笠原諸島西方沖地震の最大加速度
分布と加速度波形（Radial 成分の再現結果）．（b）太平洋スラブ内部の仮想地震のシミュレーショ
ン結果

きた場合には，小笠原諸島西方沖地震の 2～4 倍（http://www.data.jma.go.jp/svd/eqdb/data/程度の加速度と長い継続時間を持つ強震動が発shindo/index.php）を使用しました．防災科学技生，関東～東北～北海道の太平洋沿岸には強い異術研究所の K-NET, KiK-net, F-net 強震波形記録

常震域が形成される可能性があった．

を使用しました．地震波伝播計算には，海洋研究開発機構の地球シミュレータを使用しました．記

謝辞

して感謝申し上げます．

図 面 の 作 画 に は， 気 象 庁 震 度 デ ー タ ベ ー ス
2015 年 5 月 30 日小笠原諸島西方沖深発地震と異常震域の謎── 49

Propagation and Scattering in the Heterogeneous

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50 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

［ふるむら

現職

たかし］

東京大学地震研究所教授．博士

（理学）
略歴

1992 年北海道大学理学研究科地球物理学専攻博士課程修了．北海道教育大学講師・助教授，東京大学地震研究所助教授・教授，
東京大学大学院情報学環総合防災情報研究センター教
授を経て，2015 年より現職
研究分野
ション

地震波・強震動解析，地震波伝播シミュレー

韓国初の液状化被害
韓国浦項（ポハン）市で 2017 年 11 月 15 日

下流を埋め立てた地域のに地震規模 M＝5.4，震源深さ 3～4 km の地震

沖積地盤に集中した．

が発生した（図 1 参照）．1905 年から韓国の気図 2 は，噴砂が発生し象庁が地震観測を開始して 2 番目に大きく，浦たマンチョリン田の地震項観測所で最大加速度 0.282G，MMI 震度階で発生 2 カ月後の状況を示

震度 V，韓国で初めて液状化被害が発生した．

す．その周辺での建物のさらに大学修学能力試験を 1 週間遅らせたこと

被害はなかった1）．

で知られている．

図 3 は， 地 震 時 に 約

韓国行政府は，被害を受けた住民の不安を解

1.2 m の噴砂が発生した

消するために「液状化被害の原因」，「応急措置」

ソンド洞のマンションがおよび「液状化危険度評価」を地震発生後から沈下した建屋基礎周辺の状況を示す．この一帯

1）2017 年 12 月末までに実施した ．

図 1

震源位置

で発生した液状化地点で空洞が確認された場所

この評価に関する諮問委員会が開催され，早は，空洞を埋める措置がとられた．

稲田大学濱田政則名誉教授に同行し出席，さら図 4 は，周辺には液状化の痕跡は確認できなに濱田教授が「日本における液状化被害の現状

かったが，建物に発生したせん断クラック被害と住宅での液状化対策について」の特別講演を状況を示す．なお，この左の建物は無被害で行った一般市民向けの説明会に参加した．

あった．

浦項市訪問中に浦項地震で発生した液状化発

初めて液状化被害を経験した韓国行政府は，

生地点 2 カ所，建物被害 1 カ所ならびに韓国気

液状化対策法を策定し，今後の対策として液状

象庁の地震観測点を訪問した．

化に関する研究開発の推進，液状化ハザード諮問委員会では，液状化発生原因を調べるた

マップの作成，設計基準の改善，既存建物の補めボーリング調査を実施し，日本で液状化指標

修・補強方法の優先順位フローの作成が計画さとして用いられている FL，PL 値とほぼ同じれている．

指標を使って液状化発生を評価した結果，さらに，被害が発生した地域で GPR 探査（空洞調査）を行い，空洞が確認された場所は埋めるな
どの措置を実施したことが説明された．
この地震では浦項市内の 22 カ所で液状化が発生した．液状化は，1960 年代末に兄山江の図 2農地で発生した液状化の痕跡 図 3

参考文献
1） https://search.yahoo.co.jp/image/search?rkf=
2&ei=UTF-8&gdr=1&p=%E6%B5%A6%E9%A0%85%E5%9C%B0%E9%9C%87+%（大保直人：公益財団法人地震予知総合研究振興会）

約 1.2 m 噴砂が発生した建物 図 4 建屋に発生したせん断クラック
基礎

韓国初の液状化被害── 51

フィリピン地震火山監視強化と防災情報の利活用推進＜平成 22～26 年度 SATREPS 課題の概要＞
井上公
年代前半までに JICA の無償資金協力と技術協力

1． は じ め にによって近代化がなされた．技術協力には日本の気象庁が協力している．インドネシア，タイ，マ

JST と JICA による国際共同研究支援制度であレーシア等の周辺国は 2004 年のインド洋大津波

る「SATREPS」（Science And Technology RE-のあと地震観測体制が大幅に強化されたが，フィsearch Partnership for Sustainable develop-

リピンは幸いにして津波の影響を受けなかったこment）に関しては，発足時の防災分野担当研究ともあり，その後の強化は進んでいなかった．

主幹で現在国際事業総括担当の本蔵義守先生が地そこでわれわれは，過去にフィリピンで地震・震ジャーナル 65 号に紹介されている．われわれ

地殻変動・火山研究をしてきた国内の研究者に呼防災科学技術研究所は，名古屋大学，京都大学，

びかけて，フィリピンの地震・火山の観測・監視

東海大学をはじめ，気象庁，高知大学，国土地理

体制をより強化し，研究を促進することを目的と院，富山大学，北海道大学，建築研究所，他の研した研究課題を提案した．平成 20 年度課題とし究者の協力を得て，フィリピンの地震・火山の監て応募した最初の提案は監視能力強化と地震火山

視能力強化を主な目的とする標記の研究課題を実研究のみであったが，2 年目の提案で情報の防災施した．ここではその概要と成果を紹介する．

への利活用推進のために情報ポータルサイトの構築を加えた．また地震災害の主因でもある脆弱な

2． 課題の提案と採択

組積造住宅の簡易耐震診断も研究項目に加えたことで，平成 21 年度に実施課題として採択された．

フィリピンはわが国やインドネシアと同様に西SATREPS は通常の研究助成制度とは異なり，太平洋の沈み込み帯に位置し，地震・火山活動が採択後半年から 1 年をかけて事前の調査研究を行活発で，過去に多くの地震・火山災害に見舞われ

い，JICA と相手国代表機関との間の合意文書てきた．フィリピンで地震・火山監視を担当する（Record of Discussion, R/D） を 締 結 し，2 年 目

国の機関は科学技術省（DOST）に所属するフィから本格的な実施が始まる．われわれの 5 年間のリピン火山地震研究所（PHIVOLCS, Philippine

研究課題は，こうして平成 22 年度に本格的に開Institute of Volcanology and Seismology）であ始した（図 1）．

る．PHIVOLCS の組織は，地震観測予知部，火山監視噴火予知部，地質地球物理研究開発部のほ3． 研究の概要

かに，広報と自治体や住民の防災教育とを専門に担当する地質防災教育部門がある．観測・研究の本課題で，われわれは図 2 に示すように 4 つの各部門も防災教育活動に深く関わっており，わが研究実施項目からなるマスタープランを基に研究

国の地震・火山に関する観測・研究機関と比べを行った．研究の詳しい成果については総合報告て，より社会とのつながりが強いと言える．

書および各研究者による論文を参照していただく

フィリピンの地震・火山観測システムは，2000
52 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

として，ここではその概要を研究項目ごとに述図 1

2010 年 2 月のキックオフワークショップ
図 3

広帯域地震計と強震計の設置

観測網を構築した．集められたデータの表示と管理のシステムは PHIVOLCS が開発した（図 5）．
津波は計画段階では研究対象に含まれていな
かったが，2011 年 3 月 11 日に東日本大震災が発生したことを受けて，急きょ新たに津波観測の項目を加えた．フィリピンも過去に津波災害が発生しているが，津波監視体制は，広帯域地震計も強図 2 研究のマスタープラン．津波は後から加えられた

震計も潮位計もオフライン観測のみで，量的警報システムの整備はこれからという状況であった．
そこで，超低電力遠距離無線テレメトリシステム

べる．

を用いた簡易潮位観測システムを開発し，国内の3．1

5 カ所で実験観測を実施した．また，量的津波警

リアルタイム地震・津波監視

防災科研が中心となって，PHIVOLCS の既存報の構築に向けて，気象庁と建築研究所の研究者の衛星テレメータ観測点のうちの 10 カ所に，そが中心となって指導して津波シミュレーション

れまで設置されていなかった広帯域地震計と強震データベースを構築した（図 6）．

計を設置した（図 3，4）．同時に，震源の位置・

3．2

地震発生ポテンシャル評価

規模・メカニズム解・震源時間関数を広帯域地震

フィリピンでは，長大な横ずれ断層のフィリピ

波形から自動的に解析するプログラム（SWIFT）

ン断層が国を北から南まで縦断している．この断を導入した．これにより短周期地震計のみではわ

層は 1990 年 7 月に死者約 2,000 人をだしたルソ

からなかった中規模以上の地震の震源に関する情ン島地震 M7.8 をはじめ過去に多くの被害地震を報が迅速に正しく把握できるようになった（図 4）．

発生している．現在最も大きな災害が懸念されてまた，IT 強震計を使った安価な震度計を開発いるのは，フィリピン断層の副断層ともいえる，した．震源決定用の観測網とは異なり，震度観測

マニラ首都圏を通る西バレー断層（旧称マリキナ

は密度が本質的に重要なため安価でなければなら断層）であるが，われわれはフィリピン断層全体ない．センサーは震度ゼロと 1 を区別できることの運動と活動履歴を明らかにするための研究が空が必要十分で，時計はかりに 10 秒の誤差があっ白となっている中部レイテ島からミンダナオ島まてもかまわない．この「IT 震度計」を 100 台導でのフィリピン断層を対象に選んだ．

入し，フィリピンで初の準リアルタイム計測震度名古屋大学，京都大学，高知大学がミンダナオ
フィリピン地震火山監視強化と防災情報の利活用推進── 53

図 4 広帯域地震観測点と震源メカニズム解

図 6

図 5 フィリピン向け震度計と震度マップの例

津波シミュレーションデータベース

されたことから，剛体的なブロック運動のモデルを提唱した．国土地理院のチームは GPS 連続観測を実施し，断層のクリープや大地震に伴った変島全域で 4 年間，年に 1 回の GPS キャンペーン

位を観測するとともに，プレート間地震の検出能観測を行った．得られた相対変位ベクトルの観測力が向上されることを示した（図 7）．

データを解析し，プレート境界がフルにカップリ

京都大学および広島大学の活断層研究グループ

ングしていたとしても説明しきれない変位場が示

は，ミンダナオ島のフィリピン断層沿いの地形の54 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 7

ミンダナオ島の GPS 観測と西南日本との比較

空中写真判読とトレンチ調査によって，断層のセず，また，データはマニラでは監視することがでグメンテーションと活動履歴を調査し，複数に分きなかった．名古屋大学，東海大学，京都大学，

かれるセグメントのそれぞれの再来周期と最大地

気象庁等が中心となって，近い将来大きな災害が震規模を推定した（図 8）．

懸念されるタール火山と，頻繁に小噴火を繰り返

その他，レイテ島とマスバテ島におけるクリー

しているマヨン火山に，広帯域地震計，空振計，

プ速度の検出や，フィリピン断層以外の断層の空監視カメラ，GPS，電磁気計からなる最新の観測

中写真判読を行い，海域の断層変位を明らかにす

機材を設置して，データをマニラまで衛星通信回るための音響探査も実施した．研究期間中に発生線を用いて伝送し，PHIVOLCS 本部で監視・解した 2012 年 2 月のネグロス地震（M6.9）では海析ができるシステムを整備した．

底探査を実施し，津波の発生原因が海底地すべり

防災科研と名古屋大学のチームは広帯域地震計であることを発見した．2013 年 10 月のボホールと空振計を設置した．それまでに開発していた震地震（M7.2）では，地表断層の UAV（ドローン）

源モデルの推定手法に加えて，地形や湖を考慮しによる空撮調査を行った．

たグリーン関数の計算手法の開発によって，地下3．3のマグマによる圧力源の動的な状況がより詳しく

リアルタイム総合火山観測

PHIVOLCS はピナツボ，タール，マヨン，ブ

推定できるようになった．また高周波地震波形のルサン，カンラオン，ヒボックヒボックの 6 つの振幅のみを用いた自動震源決定法を開発し，人間火山で火山観測を実施してきたが，広帯域地震計の手を介さないより信頼度の高い一次震源情報をや GPS 連続観測といった最新の観測はしておら提供できるようになった（図 9）．
フィリピン地震火山監視強化と防災情報の利活用推進── 55

図 8 ミンダナオ島における断層トレンチ調査

東海大学のチームはタール火山に全磁力および型コンクリートブロック住宅の振動台実験を実施

ULF 帯 3 成分磁力計および 2 成分電場観測装置

した．この実験のビデオは防災教材として公開さを設置し，連続観測を行った（図 10）．これによれている（図 11）．

りタール火山の電磁気学的な 3 次元構造を明らか

実験で明らかになった建物の脆弱性を基に，アにして，噴火サイクルを説明する熱水溜まりのモ

ンケート方式の住民向け簡易診断システム（図デルを提唱した．

12），およびパソコンを用いた建築技術者向けのまた名古屋大学・京都大学・気象庁のチームは簡易耐震診断システムを開発し，普及活動を行っ

タール火山とマヨン火山に GPS を設置して，マた．また期間中に発生したボホール地震の建物被ニラの PHIVOLCS 本部でリアルタイム解析を行害で，診断法の正しさを検証した．

うシステムを構築した．これにより，地下の圧力

2011 年 3 月の東日本大震災の発生を受け，その源をより迅速に正確に推定できるようになった．

4 カ月後に，在日フィリピン人の津波被災者に対す過去および研究期間中に発生したマヨン火山の噴るタガログ語によるビデオインタビューと津波体

火で，圧力源や山体収縮量の推定を行った．

験談のマンガの製作・出版を行った．PHIVOLCS

3．4

スタッフが入れ替わりで来日して，防災科研の防災情報の発信と利活用推進

開発途上国の地震災害のほとんどは，脆弱な建チームとともに，北は岩手県久慈市から南は福島物の倒壊によって引き起こされる．脆弱な建物を

県いわき市までに住むフィリピン人被災者を探しなくすか補強する以外に地震災害を減らす方策は出してインタビューを行い，合計 50 名から証言

いまのところない．地震発生ポテンシャル評価でを得た．その中から，命からがらで津波から逃げ

断層の動きと履歴が分かったとして，住民がそれおおせた 4 人の体験談をマンガにして出版したに対してなしうることは，家が地震に対して弱け（図 13）．マンガは英語にも翻訳され，ユネスコ

れば補強することである．そこで防災科研は民間の津波防災教材ともなった．

の建築設計事務所，政策研究大学院大学，横浜国地震津波監視能力強化と，地震発生ポテンシャ

立大学等の研究者の協力を得て，まずフィリピン

ル評価，リアルタイム総合火山観測の 3 つの研究56 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 9

タール火山の震源と減衰構造モデル

項目によって得られた観測・監視情報，それらの手国である開発途上国に対する研究成果の社会実

データを解析して得られた研究成果，ならびに簡装が強く求められている．われわれの研究課題は

易耐震診断と津波被災者インタビューからなる本社会実装と言う意味では比較的うまくいっている

SATREPS 課 題 の す べ て の 成 果 を，PHIVOLCSと自己評価している．その大きな理由の 1 つは，のホームページの一部に「地震津波火山防災情報

PHIVOLCS が地震・火山観測の研究機関である

ポータルサイト」として構築し，発信した．このと同時に現業機関だからである．われわれが実装

ポータルサイトは，プロジェクト実施中に共同研した観測・解析システムは，短い試験期間を経究者および PHIVOLCS 内部向けの情報共有にもて，そのまま定常業務に活用されているため，観たいへん有用であった（図 14）．

測システムに関しては研究期間の早期段階から社会実装されたと言える．観測データとその解釈も

4． 社会実装，人材育成，その後の展開恒常的にメディア等を通じて発信されている．
社会実装が早期に実現できたもう 1 つの理由

SATREPS は JST による国際共同研究助成制

は，冒頭にも述べたように，PHIVOLCS が観測・度であると同時に JICA の技術協力でもあり，相研究の部門とともに，自治体や住民の防災教育を
フィリピン地震火山監視強化と防災情報の利活用推進── 57

図 13

東日本大震災フィリピン人被災者体験マンガ

図 10 タール火山での磁力計の設置

図 11 フィリピン型庶民住宅の振動台実験

図 14

地震火山防災情報ポータルサイト

PHIVOLCS の観測・研究の 3 部門の職員も，
防災教育活動には常日頃から深く関わっている．
PHIVOLCS 全体が，国レベルだけでなく，自治体・住民レベルの防災対策に近い場所で活動しているといえる．わが国の研究者と比べて，社会とのつながりがより強く，われわれのほうが PHIVOLCS
から学ぶことも非常に多かった．
図 12 フィリピン住宅の簡易耐震診断

また，SATREPS は研究を実施するだけでなく，研究活動を通じて相手国機関の人材育成を促進す

専門とする地質防災教育部門を有していることでることも求められている．日本側代表機関の防災ある．われわれが作った簡易耐震診断や津波体験

科研は大学と違って留学生の受け入れ制度がない

マンガは，いち早く自治体・住民の防災教育プロため，現地での OJT（現場研修）が中心となっグラムに導入された．

たが，東海大学が学生を受け入れて博士の学位を58 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）与えることができた．

頻度で発生することにその本質がある．自然現象2018 年 10 月現在，プロジェクト終了後 3 年半を解明するにも，防災技術を開発するにも，多くが経過している．地震観測データは定常業務に活の経験を蓄積することが不可欠であるが，低頻度用されるとともに防災科研にも分岐され，ひき続であることはその最大の障害である．しかし日本

き地震・津波監視技術の向上の研究に活用されてだけで研究していては百年かかる経験の蓄積も，いる．名古屋大学もひき続き広帯域地震計によるもし世界の 10 カ所で同時に研究すれば 10 年です

地震および火山の共同研究を継続している．ITむ．防災研究における国際共同研究の最大の利点

震度計はフィリピン全国の 90 カ所（予備 10 台）はそこにあると言える．

に展開されて稼働すると同時に，別の SATREPS

開発途上国での活動にはいろいろな苦労も多課題でブータンにも同様のシステムが導入されい．しかし日本の防災研究に関わる研究者が，た．フィリピンでは本 SATREPS 課題とは別のSATREPS のような制度を活用していろいろな国

JICA 無償資金協力事業で地震・津波監視機材がの研究者との交流を深め，一過性のプロジェクト

その後供与され，SATREPS の研究成果がさらにではなく，長期にわたって共同研究を継続するこ

有効利用されている．

とが，自然災害軽減のためには，遠回りのように

一方，活断層研究グループはその後も科研費等

みえて早道であると信じるものである．

でフィリピンでの研究と人材育成を継続してい参考文献

る．東海大学も科研費でタール・マヨン火山の共同研究を継続している．断層と地震被害調査に導入した UAV の技術は，防災科研が JST の e-ASIA
課題でひき続き発展させ，火山火口監視やハザー
ドリスク評価に活用されている．

Inoue, H. and Solidum, R.U. (ed.). 2015. Special issue on
enhancement of earthquake and volcano monitoringand effective utilization of disaster mitigation
information in the Philippines. J. Disas. Res., 10,
5︲149.

5． お わ り にSATREPS は，科学技術外交という，それまでにはなかった目的で創設された国際共同研究および国際協力であり，われわれのように開発途上国

井上

公

［いのうえ

現職

ひろし］

防災科学技術研究所，社会防災シ

ステム研究部門主幹研究員

をフィールドとし，研究とともに災害軽減技術の略歴 名古屋大学理学部地球科学科卒業．

実装と人材育成による開発途上国への貢献を目指

建設省建築研究所国際地震工学部．

す者にとっては非常に利用価値が高く，有用な制度である．
災害は，それを引き起こす極端な自然現象が低

防災科学技術研究所地圏地球科学技術研究部，地震研究部，2017 年より現職．理学博士（地震学）
研究分野

防災技術

フィリピン地震火山監視強化と防災情報の利活用推進── 59

ハワイ島で起きる地震の原因と特徴
山田卓司（ヒトの爪が伸びる速さ）で北西方向へ移動して
1． 火山と地震の島，ハワイ島

いることに伴って移動しており，天皇海山列にまで時代をさかのぼることが可能である．ただし，

太平洋のほぼ中央に位置するハワイ諸島は，

ホットスポットがどの程度の時間・空間精度で移

ホットスポットにて上昇したマントル物質の部分動しないと言えるのかについては，最近の研究課

溶融により生じたマグマによる火山活動で形成さ題となっている（Konrad et al., 2018）．

れた．ハワイ諸島のうち，最も南東にある最大のハワイ島は四国の半分ほどの大きさであり，5島がハワイ島である．現在も活発な火山活動が見つの火山から形成されている（図 1）．すなわち，られる島であり，東を向いたエンゼルフィッシュ

北から順にコハラ，フアラライ，マウナケア，マのような形をしている（図 1）．

ウナロア，キラウエアである．このうち現在最もハワイ島では地震活動も活発であり，過去には活発な火山活動を行っているのがキラウエアであ大地震も複数回発生している．ハワイ島はまさにり，マウナロアも活火山である．世界各国の天文「火山と地震の島」である．火山活動によって作ら台があるマウナケアと，ハワイ島の約半分の面積れた島であるがゆえに，ハワイ島で起きる地震もを占めるマウナロアはともに標高 4,000 m を超え

ほとんどが火山活動に関連するのであろうと思わる山であり，海底からの高さは実に 9,000 m 近くれるかもしれないが，実はハワイ島で起きる大地震に達する．また，ハワイ島南東沖にはロイヒ海底の多くは，火山活動に直接関連した地震ではない．

火山があり，海底からの高さは約 3,000 m，山頂

本稿では，まずハワイ島における最近の火山活は海面下約 1,000 m にある．現在の活動がこのま動の推移を概観する．次に，ハワイ島で起きる地

ま継続すれば，あと 1～10 万年で山頂が海上に顔震の原因と特徴について整理することで，ハワイを出し，新しい「島」になると考えられている．

島で起きる大地震の原因は，ハワイ島の重みに

キラウエアの火山活動は，1983 年に始まった

よって島自体が横に広がることであることを説明

プウオオ火口からの噴火に特徴づけられるイース

する．本稿の最後では，日本の地震との類似点やトリフトゾーン（East Rift Zone : 東部噴火帯．

相違点を考察しながら，地震発生予測について考以後，ERZ と表記する）中部での活動が長らくえたい．

続いていた．その後，2008 年 3 月に山頂のハレ
マウマウクレーターに新たな火口が出現し，2009

2． ハワイ島での最近の火山活動の推移

年，2011 年，2015 年にはハレマウマウクレーターとプウオオ火口との中央部付近で小規模な割れ目

先に述べたとおり，ハワイ島はホットスポット

噴火を起こしており，新たな段階に進んだのかもでの火山活動によって形成された島の 1 つであしれない．ついに 2018 年 5 月にはハレマウマウ

る．移動しないホットスポットで形成された過去

クレーターで大規模な水蒸気爆発を起こすとともの島々は，太平洋プレートが年間約 10 cm の速さに，ERZ 東部で活発な割れ目噴火活動が始まっ

60 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 11868 年から 2017 年までにハワイ島で起きたマグニチュード 6 以上の地震の震央分布およびハワイ島の 5 火山の位置．震央とは，震源を地表に投影した位置のことである

た．2018 年 8 月下旬の段階では，ERZ 東部でのまりの膨張・収縮によるマグマ活動と直接の関係

割れ目噴火活動もかなり収まってきているが，こ性のある地震と言える．地下において，通り道がのまま収束に向かうのか，予断を許さない状況でできていない場所にマグマが移動するには，無理ある．

やり通り道を作りながら移動しなければならない．その際，地下の岩石に無理な力がかかり，地3． ハワイ島で起きる 2 タイプの地震震が発生することがある．また，マグマだまりの膨張・収縮に伴って，地下浅部の力のバランスが現在進行中の火山活動に関連すると思われる活

崩れることにより，地震が発生することもある．

発な地震活動も観測されている．また，過去にはハワイ島で発生する地震のうち，キラウエア山

ハワイ島でも大地震が複数回発生している．本章

頂のハレマウマウクレーター直下および ERZ 浅

では，ハワイ島で起きる地震を 2 タイプに分類

部で起きる地震は，このタイプである．2018 年 5

し，それぞれの原因と特徴について整理する．必月からの ERZ 東部の割れ目噴火に伴い，ハレマ

ずしも，マグマの移動や噴火そのものが大地震をウマウクレーター直下でも地震活動が活発になっ引き起こしているわけではないことに注意が必要ている．これは，ハレマウマウクレーター直下にである．

あるマグマだまりから ERZ へのマグマ供給量が3．1増加したことに伴い，マグマだまりが収縮してハ火山活動に直接関係する地震

このタイプの地震は，マグマの移動やマグマだ

レマウマウクレーターが陥没し，無理な力がか

ハワイ島で起きる地震の原因と特徴── 61

図 2 （a）ホットスポットにより太平洋プレート上につくられたハワイ島の模式図．（b）プラスチック
カップに入ったプリンをお皿に出した際の模式図かっているためである．このタイプの地震はマグ

高さより低く，プリンの底の面積（円の半径）は，

マ活動を直接反映しているため，火山活動の推移

カップ内にあったときよりも大きくなっているを予測するために重要な地震であるが，実は，ハワ（図 2）．これは，やわらかいプリンが自分の重さ

イ島で起きる大地震の多くはこのタイプではない．

で変形し，高さが低くなると同時に横に広がった3．2からである．プリンが横に広がる際に，プリンの

ハワイ島の重さによる地震

ハワイ島は海底からの高さが 9,000 m 近くある

底とお皿の間にすべりが生じている．

巨大な「溶岩のかたまり」である．最近の火山噴なお，もう少し踏み込んだ説明をすると，太平火によってできた新しい島なので，地質学的に柔洋プレートはハワイ島の重みでやや下に凸となる

らかい．これがまさにハワイ島で起きる大地震のので，ハワイ島で起きるこのタイプの大地震は，原因である．火山活動で島が大きくなると，自分

低角逆断層型となる．1868 年や 1975 年にハワイの重さのため，太平洋プレートに乗っているハワ

島南部で起きた大地震は，まさにこのタイプだとイ島は少し沈みながら横に広がる．太平洋プレー

考えられている（図 1）．2018 年 5 月の ERZ 東部

ト表面はツルツルではないので，太平洋プレートの地震も，このタイプである．

とハワイ島の底に摩擦が生じ，すべろうとする力

また，ハワイ島の重みにより，太平洋プレート

が摩擦力の大きさに達すると，ずるっと間欠的に（リソスフェア）よりも下のマントル浅部（アセすべる．プレートが動いているのか，上の陸地がノスフェア）にも無理な力がかかる（McGovern,

動いているのかの違いはあるが，日本列島に沈み2007）．このため，ハワイ島では深さ 50 km 程度

込む太平洋プレートとの境界で，2011 年の東北のやや深い地震も発生する．最近の例として，ハ地方太平洋沖地震のような大地震が起きるのと同

ワイ島北西部で 2006 年に起きたキホロ湾地震

じしくみである．

（マグニチュード 6.7）があげられる（Yamada et

たとえれば，お皿の上に乗せられたプリンのようなものである．プリンはハワイ島に，お皿は太al., 2010）．この地震も，火山活動に直接関連した
地震ではない．

平洋プレートに相当する．プラスチックカップに入っているプリンをお皿の上に逆さにして，カッ4． ハワイ島における大地震発生予測は

プ底の爪を折ると，プリンがお皿の上に出てく

日本より容易か？

る．静かにカップをのけて，プリンの横に置いてみよう．すると，プリンの高さはカップ内の元の62 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

ハワイ島が自重により横に広がることが大地震

いてどこまで地震発生予測が可能であるのか，精力的な研究が行われている．
参考文献
図 3 バネで相互につながったブロックの模式図

Konrad, K. et al. 2018. On the relative motions of longlived Paciﬁc mantle plumes. Nat. Commun., 9, 854.

の原因であるならば，地震発生予測は比較的容易であるように感じるかもしれない．なぜなら，噴doi: 10.1038/s41467-018-03277-x
McGovern, P.J. 2007. Flexural stresses beneath Hawaii :Implications for the October 15, 2006, earthquakes

出するマグマの重さからハワイ島の現在の重さがand magma ascent. Geophys. Res. Lett., 34, L23305.

計算できるので，横に広がろうとする際に太平洋

doi:10.1029/2007GL031305

プレートとの境界にかかる力の大きさが計算でき

Yamada, T. et al. 2005. Radiation eﬃciency and appar-

るからである．この力が静止摩擦力の大きさに達

ent stress of small earthquakes in a South African
gold mine. J. Geophys. Res., 110, B01305. doi:10.

すれば地震が発生するのだが，地震発生予測は日本同様，容易ではない．その理由を考察しよう．
床に置かれたブロックにバネが繋がれており，

1029/2004JB003221
Yamada, T. et al. 2007. Stress drops and radiatedseismic energies of microearthquakes in a South

このバネをゆっくり引っ張る状況を考えよう．バ

African gold mine. J. Geophys. Res., 112, B03305. doi:

ネの伸びに比例して，ブロックと床の間には「す10.1029/2006JB004553

べろうとする力」（剪断応力）がかかり，剪断応Yamada, T. et al. 2010. Kīholo Bay, Hawai＇i, earthquake

力が最大静止摩擦応力（強度）と等しくなればす

sequence of 2006 : Relationship of the main shock
slip with locations and source parameters of after-

べりが生じる．地震の発生は，多数のバネとブshocks. J. Geophys. Res., 115, B08304. doi:10.1029/2009

ロックが繋がれた系に継続的に力をかけた場合，いつ，何個のブロックがすべるのかを求めることに相当する（図 3）．問題は，これらのバネの強JB006657
Yamada, T. et al. 2017. Spatial pattern in stress dropsof moderate-sized earthquakes on the Paciﬁc Plate

さ も 強 度 も， 場 所 ご と に 異 な る こ と で あ る

off the south-east of Hokkaido, Japan : implications（Yamada et al., 2010, 2017）．さらに，微小地震

for the heterogeneity of frictional properties. Prog.
Earth Planet. Sci., 4: 38. doi:10.1186/s40645-017-0152-7も大地震と似た性質を持っている可能性が高いため（Yamada et al., 2005, 2007），地震発生予測は，非常に小さな膨大な量のブロックが強さの異なる
多数のバネで繋がれた系において，ブロックがい
つ，何個すべるのかを予測せよ，ただし，バネの強さやブロックの最大静止摩擦力の空間分布の詳細は不明である，という難題に近い．誤解を恐れずにたとえれば，10 年後の何月何日何時にどの程度の強さの台風がどこに上陸するか予測せよ，

山田卓司
［やまだ

現職

たくじ］

茨城大学大学院理工学研究科准教授
略歴

京都大学理学部卒，京都大学大学

院理学研究科博士後期課程修了，東京大学大学院理学系研究科研究員，ボストン大学教養学部という状況に近いかもしれない．つまり，ハワイ

地球科学科客員研究員，米国内務省地質調査所ハワイ

島での地震発生予測も日本におけるそれも同様

火山観測所客員研究員，北海道大学大学院理学研究院

で，現状では精度の高い予測は非常に困難であると考えられている．現在，観測可能なデータを用

附属地震火山研究観測センター助教を経て現職
研究分野

地震学・火山物理学・海底測地学

ハワイ島で起きる地震の原因と特徴── 63

地震の揺れを伝えない技術への挑戦
梶原浩一の成分を含む地震であり，しかも波状的に発生し1． は じ め にて地域住民に多くの不安と苦しみを与えた．
現実的な地震対策は，構造物・ライフラインが「日本人は，未来永劫，地震の揺れから解放さ地震に揺すられても耐え，人々が危険な場所かられないのだろうか？」

避難し，地震後は，速やかに復旧・復興に着手す

2015 年より，防災科学技術研究所は，民間企ることである．それをもってしても，地震が発生

業と大学の有識者らと，地震の揺れを伝えない広した地域では，住民の生活と経済活動に長期間に範囲な空間の実現をイメージした装置の技術検討

わたる多大なダメージが生じる．このような震災を始めた．ここでは，地震から解放される都市のサイクルを軽減・回避，あるいはなくすため（フロート・シティー）を最終的な目標とした，3に，普段の生活を営む街の広い空間で，短周期成

次元浮揚技術の研究について概要を紹介する．研分から長周期成分を含むさまざまな地震の揺れ

究着手での基本的な方針は，1）構造物を含む街を，劇的に低減する技術開発が必要ではないかと

区（図 1）全体の地震対策へ適用，2）未来を見考えた．

据えた新しい技術を志向，3）浮揚（浮上）技術
3． 推 進 体 制への挑戦の 3 つである．
2． 背景

熊本地震の前年である 2015 年に，所管省庁の指導担当より，「民間企業などによる社会実装を

防災科学技術研究所地震減災実験研究部門で
1, 2）

想定し，リスクがあっても革新的でインパクトのは，実大三次元震動破壊実験施設 （E︲ディフェある研究も進めるべき」との指導があり，外部資ンス）等による実証実験を有効な手段として，地金獲得のための研究公募の提案もあった．そこ

震防災・減災に関わる科学技術の高度化を進めてで，兵庫耐震工学研究センター内で検討会議を数いる．おもな課題は，構造物における耐震，免回実施し，地震から解放される都市（フロート・震・制振，センシング技術と地震防災・減災に係

シティー）を目標として，浮上による 3 次元地震

わる新しい技術である．

動低減技術（ここでは 3 次元浮揚技術）の研究をここで紹介する研究の端緒は，2011 年東北地

実施することにした．このテーマによる外部資金

方太平洋沖地震である．それまでの地震の概念をの応募については，残念ながら落選であったが，覆すほど大規模で長時間の揺れが生じ，その地震当初の技術検討から賛同いただいた（株）日立製

動には，短周期に加えて，東京と大阪の高層ビル

作所と浮揚技術に知見を持つ摂南大学の有識者らを大きく揺する長周期の波も含まれていた．まとともに研究を継続している．また，研究の推進

た，2016 年熊本地震の特徴も研究推進の重要なに興味や賛同をいただいている大学，社団法人，

要因である．直下型でありながら，強力な長周期建設会社，設計事務所などの有識者の方々と情報

64 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 1

街区内の構造物のイメージや意見交換により今後の計画立案と公募への計画も進めている．

である．
1）微小な浮揚により水平方向の地震入力を回避

4． 研究の概要

2）縦方向は周期 4 秒以上の鉛直免震機構を具備し対応

地震の揺れは，水平 2 方向，鉛直方向と軸周り

図 2 に街区と装置のイメージを示す．研究過程の回転の成分に分けられる．この揺れを低減する

では，数百 km から数 t を支持する装置を段階的

免震技術は，一般に積層ゴムの上に構造物を積載に作製し，その動作を強震動の加振により検証す

し，水平方向の地震による揺れを低減するものでることにした．最終的には 1 つの装置で 1,000 t

ある．2016 年末までの免震建物の棟数は，ビル以上の支持荷重を目指している．

で約 4,300 棟，戸建住宅で約 4,700 棟，両者を併

4．2

浮揚技術について5～7）せると約 9,000 棟である3）．鉛直方向の地震の揺浮揚は，面で荷重を支持するため，比較的安価

れについては，構造体への損壊の影響が少ないとな装置構成が見込めるうえ，極低摩擦が実現できされ，建物の免震では，水平方向の揺れの対策がる．この浮揚技術は，一般産業における重量物運目的とされている．世界初の 3 次元免震を実現し搬向けパレットや台車，札幌ドームの可動式の天4）た集合住宅（知粋館）の事例を除けば，鉛直方

然芝サッカーフィールド「ホヴァリングステージ」

向の免震が具備された建物は存在しない．本研究でしられている8, 9）．これらの装置では，袋に溜では，普段の生活空間や，居室内の二次部材（非まった空気を用いているために，鉛直方向に地震

構造部材）等の安全対策も見込んだ鉛直免震技術

動と共振するばねの特性が発現する場合が想定さとともに，浮上させて水平方向の揺れを劇的に低れる．そこで本研究では，ゲームセンターのエア減する浮揚装置の研究開発を進めている．

ホッケーのように非常に薄く浮揚させる方法を用

4．1

フロート・シティーと浮揚装置の構成いることにした．装置の構造としては，鋼製の円

フロート・シティーについては，現時点では複盤内（図 3）に複数の貫通孔を開け，圧縮空気を数の構造物を含む 200 m×200 m 程度の街区で構吐出するようにした簡易なものである．また，浮成されるものに加え，50 m×50 m 程度の区画で揚高さを 50 µm 程度とすることで，この微小な連結される街区もイメージしている．この街区の空気層が固いバネ周期を持つため，地震動の周期

基部を免震構造と同じように多点支持するための特性では浮上面と支持面が接触しにくい特性を持浮揚装置の検討を進めている．

つ．これにより，積載物の空気層によるロッキン

空気浮揚をイメージすると，浮揚により水平 2
方向と縦方向の地震動を同時に低減する装置を連想するかもしれないが，ここでの装置構成は以下

グの問題も回避できる．
4．3

鉛直免震技術について5～7）

鉛直方向についても，地震に含まれる長周期成地震の揺れを伝えない技術への挑戦── 65

図 2 街区（上）と浮揚装置（下）のイメージ

4 に簡単な例を示す．これは四節リンク機構に引張ばねを掛けたものである．角度θが小さくなると，ばねの引張力は増大するが鉛直方向の反力は減少する．図 5 のように，正ばね（図中では圧縮ばね）と組み合わせて使い，目標とする支持荷重に対し適切にばね，およびリンク長さを設計すれば，非常に柔らかいばねとして重量物を支持することができる．これにより，従来にない低床で柔図 3 装置下面の圧縮空気を吹出す円盤

らかい固有周期を持つ鉛直免震が可能となる．
4．4

試験装置と実験について

これまで 3 台の試験装置を作製し実験を行っ分への対応を考慮した装置構成を検討した．本装

た．試験装置の 1 号機は，装置の構成原理を確認

置では，負剛性リンク機構（以後，負ばねと称す）するためのものであり，支持荷重 250 kg，水平をによる鉛直免震機構を用いている．負ばねとは，

空気浮揚，鉛直をリンク機構による正ばね＋負ば

通常のばねが変位に対して反力を増すのに対し，

ねで構成し，空気を吹き付けるベースには平滑な変位に対して反力を減じるばねのことである．単強化ガラス板を用いた（図 6，7）．E︲ディフェン体での負ばねは存在しないため，そのような特性スの実験で，阪神・淡路大震災と東日本大震災でを持つようにリンク機構を用いて構成される．図

観測された地震波を入力したところ，激しく揺れ66 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

図 4

四節リンク機構による負ばね

図 6

図 5

試験装置 1 号機の外観

正ばね（圧縮ばね）と負ばねの組合せ

る震動台の上で，白い天板がほぼ静止したように見える状況となった．目的とする動作の確認ができたが，鉛直方向の装置稼働におけるストローク
不足と，浮揚時にわずかな傾斜で水平方向に移動することが課題となった．
課題の対策を検討するために作製した 2 号機では支持荷重拡大を意識し，1 号機の装置構成に加図 7えて，重量物を持ち上げるアクチュエータ機能を試験装置 1 号機の実験状況

持つエアダンパを設置した．これにより支持荷重
を 1 t に高めた．試験装置 2 号機を図 8 に示す．
1 号機で課題となった鉛直ストロークは±15 cmに伸ばし，水平の移動対策には，地震後に中央に押し戻す復元機構を設けた．水平で 13 秒程度の固有周期を持つため，さらに検討していく．2017
年に実施した E︲ディデンスでの実験では，1995
年兵庫県南部地震，2011 年東北地方太平洋沖地
震，2016 年熊本地震の前震と本震の震度 7 を含む記録地震波で加振試験を実施した．実験結果を
図 9 に示す．複数の加振の 1 例であるが，熊本地

図 8

試験装置

2 号機

震の KiK-net 益城波（前震・本震）の入力で，水平 2 方向，鉛直方向の台上加速度と装置上の加速ている．

度を比較したところ（最大加速度での比較），水3 号機は 1 号機と同じ装置構成であるが，改良

平方向を 1/16 から 1/30 に，鉛直方向を 1/8 からしたリンク機構による正ばね＋負ばねを用いた場

1/15 とする結果を得た．さらにデータを精査し合の 3 次元地震入力の低減効果を確認した．さら地震の揺れを伝えない技術への挑戦── 67

図 9

熊本本震（KiK-net 益城町

本震）での振動台上と装置上の加速度に高い鉛直方向の性能を得られており，これにつ装のための資源投下，そして，これらの必要性といては別の機会に結果を紹介する．

有効性を示し，強靭な都市の構築を進めるためのシステムが必要と考える．

5． 今後の取組み

研究グループは，多機関と有識者の賛同を得て，「事前復興」と「コミュニティデザイン」のさらに検討すべき技術的なハードルは，積載能視点に立脚し，社会・経済活動の不断・永続を担力の高荷重化と鉛直方向の振動低減の高性能化で保するためのレジリエントな都市に向けた，計ある．長期の研究期間が必要となる場合も考えら

画・設計・建設・運用 を支援するシステム（仮れるため，その過程では，建物や装置などの軽量

称：IPSR : Integrated Pre-construction System

物への実用化，E︲ディフェンスでの大規模実験

for Resilient city）も目指している．膨大な合意を見据え，最終的な目標の開発に到達したい．

形成と資源を導くファンド形成にも有用ではない

ここで紹介したフロート・シティーのための研だろうか．

究は，支持機構の装置開発に係るものである．フロート・シティーの実現には，計画・設計・建設・

6． お わ り に運用を支援するソフトシステムも必要となる．さ
らには，既存の耐震技術も含め社会の変化に応じ近い将来に発生するとされる首都直下地震，南た技術開発の推進，さまざまな対策技術の社会実

海トラフ地震では，人的被害，構造物，交通網な68 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

どの物理的被害や工場・オフィスでの生産活動のT. 2008. Construciton of civil building using three

低迷に加えて，国際的なマーケットの反応による

dimensional seismic isolation system. The 14th

株価の乱高下や風評による経済的損失も国難を招く要因として懸念される．高度な耐震技術を含む
ハードとソフト両面の技術力による質の高さを含
み，都市の安全対策水準が高いことを示すため，
国として防災への取組みなどの姿勢を国際的にアピールすることが必要である10）．
さらに地震に関する研究が進み，対応するべき地震の規模と特徴が明らかになれば，地震防災・減災のためのさまざまな技術の質の向上に向けた
目標が明確になると期待している．

WCEE.
5） 安田正志・佐藤栄児・山田学・梶原浩一・早津昌樹．2017．負剛性リンク機構と空気浮揚機構を直列に用いた 3 次元免震装置の開発（試験実験装置の概要と E-Defense 加震装置による実大 3 次元地震波
加震実験の報告）．日本機械学会論文集，83，17︲000576） 安田正志・佐藤栄児・山田学・梶原浩一・早津昌樹．2017．負剛性リンク機構と空気浮揚機構を直列に用いた 3 次元免震装置．日本機械学会，Dynamics and Design Conference 2017 講演論文集．
7） 山田

学・安田正志・梶原浩一・佐藤栄児・早津昌樹．2018．空気浮揚による水平無周期 3 次元免震

謝辞

装置の実大地震波加振実験．日本機械学会，関西支

これまでの E︲ディフェンス実験とそれに関わる研究は，関係省庁，国内外の研究機関，大学，
地方自治体，民間企業の参画者と関係者，防災科学技術研究所の諸先輩方と関係各位からの多大なご尽力により推進されおり，本研究に係わる実験の推進においても，多くの貴重なご指導ご鞭撻をいただいている．ここに記して感謝の意を表するものである．

部第 93 期定時総会講演会講演論文集．
8） 鋼鈑工業株式会社．重量物搬送「エアベアリン
グ」．http://www.i-koko.jp/product/ab/index.html（2018 年 9 月 28 日閲覧）
9） 札 幌 ド ー ム ホ ヴ ァ リ ン グ サ ッ カ ー ス テ ー ジ．
https://www.sapporo-dome.co.jp/dome/hovering.
html10） 首都直下地震対策専門調査会．2005．（第 18 回）
事務局説明資料 3 平成 17 年 6 月 15 日．http://www.
bousai.go.jp/kaigirep/chuobou/senmon/shutochokka

参考文献

jishinsenmon/18/index.html（2018 年 9 月 28 日閲覧）

1） 大谷圭一・小川信行・箕輪親宏・御子柴正・田村
修次・中村いずみ．1998．実大三次元震動破壊実験
施設の開発（I）
─建設計画と要素技術開発の概要─．
防災科学技術研究所研究報告，58.
2） 防災科学技術研究所．2018．国立研究開発法人防災科学技術研究所兵庫耐震工学研究センター ホー
ムページ．http://www.bosai.go.jp/hyogo/movie.html（2018 年 4 月 1 日閲覧）
3） 日本免震構造協会．免震制振データ集積結果．
http://www.jssi.or.jp/menshin/doc/ms_ss_data.pdf（2018 年 9 月 29 日閲覧）
4） Takahashi, O., Aida, H., Tsuyuki, Y. and Fujita,

梶原浩一
［かじわら

略歴

こういち］

東北大学大学院工学研究科建築学専攻修了．1997 年博士（工学）東京大学．
2000 年科学技術庁防災科学技術研究所
主任研究官．2011 年 4 月より防災科学技術研究所兵庫耐震工学研究センター長
現職

国立研究開発法人防災科学技術研究所地震減災

実験研究部門長，兵庫耐震工学研究センター長
専門

振動制御，振動実験

地震の揺れを伝えない技術への挑戦── 69

2018 年北海道胆振東部地震（速報）岡田義光
今回の地震では，震源付近の広い範囲で大規模
1． は じ め にな土砂崩れを生じたことが，1 つの特徴である．
図 2 左は防災科研（2018）により推定された面的2018 年 9 月 6 日，北海道胆振地方中東部を震震度分布，右は国土地理院（2018）により判読さ源とする M6.7 の地震が発生し，北海道で初となれた斜面崩壊・堆積分布を示す．震度 7 や 6 強がる震度 7 が厚真町で記録された．11 月 30 日現在推定された地域と斜面崩壊の多かった地域は必ずの被害状況は，死者 41 人，重傷 19 人，中等傷 8

しも一致していない．これは，前者が主として表人，軽傷 723 人，住家全壊 450 棟，半壊 1,489 棟，

層地盤の分布に依存するのに対し，後者は地形や一部損壊 10,529 棟などと報告されている（北海

地質の分布に左右されるためであろう．

道総務部危機対策課，2018）．

土砂崩れの原因としては，震源地の付近に広く

震源地の周辺では広域にわたって土砂崩れが発分布する降下軽石層がすべり面となって，強震動生したほか，50 km 以上離れた札幌市清田区でもにより表層崩壊が引き起こされたものと考えられ大規模な液状化による被害が生じた．また，震源ている．また，前日に台風 21 号による大雨が降っに近かった苫東厚真火力発電所の被災を契機としていたことや，この 6～8 月は例年になく降水量て電力の需給バランスが崩れ，北海道全体がブが多かったことなども影響したと言われている．

ラックアウトになるという異常事態を生じた．
内陸の大地震は通常 10～20 km の深さで発生することが多いが，今回の震源となった北海道日

なお，この地震で，安平町の K-NET 追分観測
点では 1,796 gal（三成分合成）の最大加速度が観測されている．

高地方は，例外的に深さ 30～40 km で規模の大本震の発震機構は東北東︲西南西方向に圧力軸

きな地震が発生する地域である．ここでは，このを有する逆断層型であった（図 1）．震源の深さは特異な地震について，その概略を速報する．

37 km とやや深かったが，胆振地方東部・日高地
方から浦河沖の周辺は，陸域で通常発生する地殻

2． 本

震

内の地震よりも深い場所で地震が多発する特徴がある．今回の震源から南東約 85 km の地点で 1982

北海道胆振東部地震（M6.7）は，2018 年 9 月

年 3 月 21 日に発生した浦河沖地震（M7.1）も，

6 日 03 時 07 分 59.3 秒，厚真町・むかわ町の境界

震源の深さは 40 km，発震機構は北東︲南西方向

付近の深さ 37 km を震源として発生した．このに圧力軸を持つ逆断層型であった．

地震により，厚真町鹿沼で震度 7，安平町・むかわ町で震度 6 強，千歳市・日高町・平取町・札幌

3． 余 震 活 動

市東区で震度 6 弱が観測されたほか，北海道から中部地方の一部にかけて震度 5 強～1 が観測された（図 1）．

70 ──地震ジャーナル

この地震の発生後 35 日間における本震周辺の地震活動の様子を図 3 に示す．余震域はほぼ南北

66 号（2018 年 12 月）

図 12018 年北海道胆振東部地震による震央付近の震度分布と発震機構解（気象庁，2018ab に加筆）

図 2

面的推定震度分布（防災科研，2018 に加筆）と斜面崩壊・堆積分布（国土地理院，2018 に加筆）に約 30 km の領域に広がっており，余震は東に岸で近年発生した主な地震の積算回数と比較し傾斜する面上に分布し，その深さは 15 km からて，図 4 に示す．今回の地震の余震活動度は，

45 km にわたっている．

1995 年兵庫県南部地震や 2005 年福岡県西方沖のこの間に発生した最大規模の余震は，本震 12

地震と同程度であったことがわかる．

分後の 9 月 6 日 03 時 20 分に発生した M5.5 の地震であり，その深さは 36 km であった．

4． 地殻変動と震源モデル

また，今回の地震に伴ったマグニチュード 3.5以上の余震の積算回数を，わが国の内陸および沿

今回の地震に伴って，日高町の門別観測点が南2018 年北海道胆振東部地震（速報）── 71

図 3

図 4

本震後 35 日間（9/6～10/11）の震央分布（M≧1.0）と東西断面図（M≧1.7）（気象庁，
2018c に加筆）

北海道胆振東部地震発生後 35 日間の M3.5
以上の余震の積算回数と，過去に内陸および沿岸で発生した地震との比較（気象庁，
2018c に加筆）

表 1 石狩低地東縁断層帯の長期評価（地震調査研究推進本部，2010）
長さ

断層の型

予想
マグニチュード

平均
活動間隔

最新
活動時期

7.9 程度1000 年～
2000 年程度

7.7 程度以上

1700 年程度
以上

発生確率
30 年以内50 年以内100 年以内

1739 年～
1885 年

ほぼ 0%

ほぼ 0%

ほぼ 0%
～0.001%

不明

0.2% 以下

0.3% 以下

0.6% 以下

石狩低地東縁断層帯
主部

約 66 km

南部

54 km 以上

東側隆起
逆断層に約 5 cm，苫小牧市の苫小牧観測点が東に約 4これらの地殻変動データに基づいて，国土地理

cm 移動するなどの地殻変動が GNSS により観測院（2018）は矩形断層 1 枚からなる逆断層性の震された．また，陸域観測技術衛星「だいち 2 号」

源断層モデルを提出している．長さ 14.0 km，幅の合成開口レーダー干渉解析の画像から，震央周15.9 km の断層面はほぼ南北走向（N2°W）で東辺で最大約 7 cm の隆起，および隆起域の東側でに高角（74°）で傾き，すべり量は 1.3 m として最大約 4 cm の東向きの地殻変動が検出された．

いる．ただ，断層面上端の深さは約 16 km，下端

72 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

の深さは約 31 km となっており，余震の深さ分
布とは必ずしも調和していない．
5． 地学的背景
今回の震源の西側には南北方向に延びる石狩低e2885b59a658535fd3e
北海道総務部危機対策課．2018．平成 30 年北海道胆振東部地震による被害状況等（第 111 報）．
気 象 庁．2018a． 平 成 30 年 9 月 6 日 03 時 08 分 頃 の 胆
振地方中東部の地震について（平成 30 年 9 月 6 日報
道発表）．
気象庁．2018b．地震調査研究推進本部地震調査委員会

地東縁断層帯の地表トレースが存在している．今（平成 30 年 9 月 11 日）提出資料．

回の地震とこの活断層との関連は不明であるが，気象庁．2018c．地震調査研究推進本部地震調査委員会

地震調査研究推進本部地震調査委員会（2010）は
石狩低地東縁断層帯について表 1 のような長期評
価結果を公表している．同断層帯は主部と南部とに分かれ，今後 30 年以内の地震発生確率は，主部がほぼ 0%，南部が 0.2% 以下だが，南部は「わが国の主な活断層のなかでは，発生確率がやや高いグループに属する」との評価がなされている．
より広域を俯瞰すると，太平洋プレートの千島海溝からの斜め沈み込みを原因として，「千島前（平成 30 年 10 月 12 日）提出資料．
国土地理院．2018．平成 30 年（2018 年）北海道胆振東部地震に関する情報．http://www.gsi.go.jp/ BOUSAI/
H30-hokkaidoiburi-east-earthquake-index.html#8
地震調査研究推進本部地震調査委員会．2010．石狩低地東縁断層帯の長期評価の一部改訂について．https://www.jishin.go.jp/main/chousa/katsudansou.pdf/
06.ishikarai-teichi_2.pdf
多田

堯・木村

学．1987．千島弧南西端における衝突現象と地殻変動．地震，40，197︲204.

弧スリバー」と呼ばれる千島海溝に沿った陸側プ
レート内の巨大地質構造ブロックが西進し，中央
北海道で東北日本弧と衝突することにより，日高山脈は現在も西に湾曲すると同時に隆起を続けていると言われている（多田・木村，1987）．
このような地学的背景によって，日高地方の深部は強い東西圧縮の場となっており，今回の地震
はこのような広域応力場の中で発生したものと考えることができよう．
参考文献
防災科学技術研究所．2018．平成 30 年北海道胆振東部
地震クライシスレスポンスサイト．http://crs.bosai.
go.jp/DynamicCRS/index.html?appid=5a555e4a581c4

岡田義光
［おかだ

現職

よしみつ］

地震予知総合研究振興会非常勤理事，理学博士
略歴

東京大学大学院理学系研究科地球物理学専門課程博士課程中退．東京大学
地震研究所助手（富士川地殻変動観測所），防災科学技術研究所地震調査研究センター長，企画部長，理事長などを経て現職
研究分野
著書

地震学，地殻変動論

日本の地震断層パラメター・ハンドブック（共著，鹿島出版会），現代測地学（共著，日本測地学会），
自然災害の事典（共著，朝倉書店），日本の地震地図
南海トラフ・首都直下地震対応版（東京書籍）他

2018 年北海道胆振東部地震（速報）── 73

■

書

評

■

● 大震災の教訓と古都の香り
NAMAZU の会 編

新編 鎌倉震災志
評者 石橋克彦■

地震動，火災，津波，山崩れ，液状化によるすべての災
害に見舞われた．これらを市内各地で経験した多彩な人々の体験談が，さまざまな文献から抄出され，地震の瞬間，津波，避難，助け合い，予兆などに分けて 70 頁
近く掲載されている．生々しい内容は，鎌倉市民の今後の防災・減災に役立つだけではなくて，地震列島のどこに住む人にも参考になるだろう．文壇や政財界の有名人

いきなり私事で恐縮だが，私の母は 1923 年 9 月 1 日，の手記も多くて興味深い．石橋湛山が，震災前は町のこ

1 歳半のときに鎌倉の扇ガ谷で大正 12 年関東地震に襲とには無関心で町民からも「別荘の人」と異邦人扱いに

われ，倒壊家屋に埋もれたそうである．揺り返しで隙間されていたが，震災で一変して助け合うようになったとができて弟・母親ともども助け出されたという．そのと書いているのが印象深い．本書巻頭に掲載された原本のき父親は横須賀に出掛けており，使えなくなった帰路の序文にも，事前事後の不用意が震災を加重したことは後横須賀線「横須賀→鎌倉」の切符が今も私の手許にある．

世への教訓だが，震災が人心の私利の念を取り去り，一母がそのまま落命していれば私は存在しないわけで，以致協力して復興に精進したことは後代に伝えて範となす

前から鎌倉の震災は他人事とは思えなかった．鎌倉は激に足ると述べられている．なお，1 つ 1 つの手記に「雪甚被災地の 1 つで，約 500 人が亡くなっている．

ノ下」とか「由比ガ浜」とか地名が注記されているのに仕事のうえでも関東地震は研究テーマの 1 つであり，昨年の歴史地震研究会で 1257 年と 1293 年の鎌倉地震に地図がなくて，残念に思った．そもそも本書には地図が1 枚もなく，画竜点睛を欠いた感がある．

ついて発表した際には，昭和 5 年（1930）に当時の鎌倉「第三章 江戸時代の関東地震─鎌倉方面の被害記録か町が発行した『鎌倉震災誌』を参考にした．しかし，古ら」は，やや不正確な記述もあるが，地震専門家にとっい文章であるうえに行政資料的で読みにくかった．とこても興味深い．幕末までの地震について鎌倉地方の寺社

ろが，これを現代的な文章に直した本がでたことを研究

や民衆の被害と復興に焦点を当てており，元禄十年と会場で知り，早速購入した．それが本書である．

十六年の震災および宝永四年の富士山噴火災害を，一連

この本は，鎌倉市役所の自主研修グループ NAMAZUのものとしてとらえるべきという指摘は重要である．

の会が製作した．文章を読みやすくしただけではなく，巻末に「鎌倉方面地震略年表」が掲げられているほか，

今後の減災に資するように内容も工夫されている．市の書中に，社寺建築物の被害の特徴，鎌倉同人会と鎌倉国職員が，市民の応援を得てこのような本を作り上げたと宝館，鎌倉の地盤災害，明応四年の津波などのコラムがいうのは喜ばしいことである．

ある．評者はどれも面白く読んだが，在住する有力者ら「第一章 新編 鎌倉震災志」で，『鎌倉震災誌』の内容の尽力によって東京・京都・奈良の帝室・恩賜博物館とが現代表記でコンパクトに紹介されている．地区別や，並びうる鎌倉国宝館が建設され，震災復興と並行して寺

公共施設・社寺ごとの被害が手軽にわかるほか，避難・社・美術品等が保存されていく話には感銘を受けた．

救護・復興事業・震災碑などの記事も含んでいる（ただ本書は，将来の震災軽減に有益なだけではなくて，古し，詳しく知ろうとすると『鎌倉震災誌』に戻る必要が

都鎌倉の香りを味わい，世界的文化都市の歴史の一端をある）．写真も原本よりは見やすいものが多数掲載され知るうえでも貴重でユニークな書物といえる．日本列島ている，救援金寄附者一覧と名士の被災状況一覧も収録

全域で地震が多発する今日，「全国区」の地震資料としされているが，その内容は，居住者や別荘滞在者に皇て，多くの公共図書館が架蔵してほしいと思う．

族・華族・政財軍の要人，文化人が多かった鎌倉の土地
柄と時代状況を偲ばせる．
「第二章 関東大震災体験者の手記から」が本書の目玉の 1 つだろう．海と山に囲まれた狭い平地で日本の歴史を牽引した鎌倉は，大正震災では，被災地中で最激烈な74 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）＜冬花社，2017 年 7 月，A5 判，294 ページ，1,800 円＋税＞
［いしばし

かつひこ

神戸大学名誉教授］

● 歴史地震研究の今を知るために
矢田俊文 著近世の巨大地震
評者 堀川晴央てたいへん興味深い．加えて，用いた史料に関して，史料名や関連する文献あるいは原史料の所蔵先が本文中に記されている点は（記されているのが当然なのかもしれないが）興味を持った地震に関する資料に立ち帰れる点で便利である．
理系の評者からすると，歴史系の著書は図が少なく，文字だけで説明する傾向が強いように思われるが，本書

本書では，近世（安土桃山時代から江戸時代まで）には絵図からおこしたものや被害が大きいところを示した

発生した地震の実態を，古文書や絵図を読み解くことで図が豊富に含まれ，本文を理解する助けとなる．ただ，明らかにしている．「巨大地震」と書かれると，南海ト本の大きさの制約から，図を大きく掲載することが難し

ラフや千島海溝から日本海溝沿いのプレート間で起こる

く，図中の字がいささか読みにくいことがある点や，大規模な地震だけが本書の対象にみえるが，内陸地震もせっかく図が入っていながら，図と本文との対応が明瞭

多数取り上げている．プロローグの章で著者が記すとおに記されておらず，せっかくの図が活かしきれていない

り，南海トラフ沿いの地震が発生する前後には内陸の地ことがある点は惜しまれる．なお，本文中に出ている地

震活動が活発化し，かつ，内陸地震は大きな被害を発生

名がすべて図に掲載されているわけではないので，地形させうる以上，内陸地震も取り上げることは，今後発生図を片手に（実際には，国土地理院がインターネット上が予想される南海トラフ沿いの巨大地震前後の地震活動で公開している地理院地図で地名を検索するのが効率がを考える上で必要であろう．

よいと思う）読んでいただくと，内容の理解が深まると対象とした地震は，1586 年に発生した天正地震から1855 年の安政江戸地震までで，以下に示す章立てのよ
うに，発生年順に並べられている．

思う．
東日本大震災以後，歴史地震研究に関心を寄せる方が多くなったように感じられる．その中には，歴史地震研

・史料から歴史地震を復元する─プロローグ

究でわかったことをいろいろ総説的に知りたい人と，実・天正地震，文禄・慶長の地震─十六世紀末～十七世

際にどのように研究が進められているかを知りたい人が紀前半の地震─・元禄関東地震，宝永地震─十七世紀末～十八世紀前半の地震─

いるだろう．本書は，後者の要求に応える本としてお薦めしたい．本書を読んでいただければ，さまざまな歴史
資料から何をどのように明らかにしていくかをおわかり

・越後三条地震，出羽庄内地震─十九世紀前半の地震─

いただけると思う．安政江戸地震の章からエピローグの・弘化善光寺地震，嘉永の東海地震，安政江戸地震─十章にかけて述べられているように，文書の記載から被害

九世紀前半の地震─

率を推定する際の問題点や，被害の程度を示す半潰や大・過去の災害を知る─エピローグ

破といった言葉の意味するところなど，議論のある点にいくつかの章では，章のタイトルとしては掲げられなも触れられており，歴史地震が学問としてまだまだやる

い形でとりあげられている地震がある．そうした地震をことがあることをも知っていただけるであろう．

含め，本書が対象とした地震の総数は 20 を超える．だ＜吉川弘文館，2018 年 3 月，四六判，256 ページ，1,800 円＋税＞

からと言って，個別の地震に関する記述はけっして薄く

［ほりかわ

はるお

国立研究開発法人産業技術総合研究所］

はなく，さまざまな文書史料や絵図を用いて，それぞれの地震による地変や被害を記している．
このようにさまざまな地震を見てきたうえで，津波と土砂災害により死者が多くなるという知見を最終章で示してはいるが，個々の地震に関する記述は基本的には独立しており，最初から順番に読んでいかなくてもよいと思う．とりあげられている地震は，目次に掲載されている節のタイトルからわかるので，目次を見て自分の興味を引いた地震から読んでいくこともできるだろう．

● 測地学へ易しくいざなう
河野宣之・日置幸介 著

動く地球の測りかた
評者 加藤照之
この著書には副題として「宇宙測地技術が明らかにし本書では，実に多くの史料や文献が用いられており，た動的地球像」が与えられている．こちらのほうが内容

著者の熱意には頭が下がる思いである．歴史地震研究上をよく表しているが，想定されている読者は中高生あるの新たな試みとして俳人の史料が用いられた結果，当時

いは文系の人を対象としているようで，手に取りやすいの社会の人的ネットワークの一端を垣間見ることもでき

題名が表に出ている．数式などはいっさい出てこない．
書評── 75

地球やプレートテクトニクス・地震などに興味をもってち着いたトーンで書かれている．むしろ，大陸間の距離いる人が入門として本著をひも解くことを想定していを cm 精度で計測できる技術の完成に目を見張るものとる．地球ってなんだろう？大きさはどのくらい？地面は感じてもらえればと思うのである．第五章は GNSS のどうして動くんだろう？など誰しも一度は抱く疑問に答解説であるが，同時にその応用である海底地殻変動観測

えようとする試みは古来より行われてきたが，この学術への応用も併せて記述されている．測位の原理は単独測分野である測地学は中高生や一般の方々にはとっつきに位から相対測位へと続き，オーソドックスな説明が過不くい分野であるように思われる．このような誰でも気軽

足なくされている．ただ，二重位相差の説明で衛星のペに読めて地球の理解を深めてもらえるような本を上梓しアも地上局のペアも数字（1 と 2）を使っていることかてくださった著者に敬意を表したい．

ら整数不確定性の記述 N1︲2, 1︲2 というようになり，いさ本書は 8 章から構成されており，まず第一章で地震とさかわかりにくい．観測点ペアを数字とするなら衛星ペプレートテクトニクスについて簡潔にその基本的な概念

アをアルファベットにするなどして Na︲b, 1︲2，あるいはが提示される．4 ページ程度であり，必要最小限の基礎

もっとわかりやすく N a︲b
1︲2 などと記載すれば読者には理がコンパクトにまとめられている．つづいて第二章では解が容易になったのではないだろうか．第六章は GNSS

距離を測ることの原理とその手法について詳しく解説さによるプレート運動や地震に伴う地殻変動さらには著者れる．普段の定規などで長さを測ることからはじめて，らの業績でもある“ゆっくり地震”の発見など，日本が宇宙技術を使っての長さ測定まで，手際よく述べられて誇る成果が記述されている．初学者にはわくわくするよいる．いわば測地学の基礎の基礎と言ってよいだろう．

うな章ではないだろうか．海底地殻変動については最近

同時に宇宙測地技術への入口にもなっている．つづく第の成果まで示されている．第七章は基準座標系と地球回三章はあとの第五章とともに，本書の最も重要な宇宙測転という測地学のコアな部分への宇宙測地技術の展開

地技術（VLBI, SLR と GNSS）が詳しく解説されている．

が，また第八章は宇宙測地技術の未来について述べられ

VLBI や SLR は原理が比較的単純なので，初学者にもている．ここではマルチ GNSS や合成開口レーダとの理解は可能であろう．とはいえ，数式を使わずに原理を協働などについて触れられている．いずれも記載は簡潔述べているので，かえって難しくなってしまっているとでわかりやすいが，もう少し宇宙測地技術によってどんころもある．たとえば VLBI の項では，求めたい 2 点間な未来への展望が開けるのか，世界をリードする著者ら

距離 D が D＝cτg /cosθ であることを最初に説明しておであるだけに，ぜひとも著者なりの見解を示してもらえけば（たぶんこのくらいは中学生でも理解可能であろ

るとよかったと，残念に思った．評者も宇宙測地技術にう），あとの文章ははるかにわかりやすくなったと思わは多少の思い入れもあるので，少し辛口の批評になってれる．また，周波数変換やバンド幅合成の項はいささかしまったが，そもそも難しい学術的な内容をこれだけか難しいので（まえがきには“読み飛ばしてよい”と書か

み砕いてわかりやすく，なおかつ不案内な読者を適切にれているものの），たとえばコラムのような囲み扱いに

測地学の世界へといざなう内容になっており，ぜひともしてみてもよかったのではないだろうか．第四章は測地学に触れたことのない多くの，特に若者に，手にVLBI や SLR によって証明されたプレート運動につい取って読んでほしい，そして一人でも多く測地学を志すて述べられる．ここはプレートテクトニクスが“作業仮

若手研究者が出てほしい，と思ったしだいである．

説”から“パラダイム”に転換した，いわば地球科学上＜東海大学出版部，2017 年 12 月，A5 判，124 ページ，1,800 円＋税＞の科学革命とも言われる部分であるが，記載は比較的落

76 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

［かとう

てるゆき

神奈川県温泉地学研究所所長］

●新刊紹介井田喜明

著

シミュレーションで探る災害と人間
土木学会地震工学委員会編

近代科学社，2018 年 7 月，A5 判，176 頁，2,808 円

2016 年熊本地震被害調査報告書
土木学会，2017 年 12 月，B5 判，490 頁，7,236 円

鎌田浩毅

著

地球とは何か後藤忠徳

著

人類の未来を切り開く地球科学

SB クリエイティブ，2018 年 8 月，新書判，224 頁，1,080 円

日本列島大変動―巨大地震，噴火がなぜ相次ぐ
のか

静岡新聞社

藤岡換太郎

著

フォッサマグナの正体

ポプラ社，2018 年 4 月，新書判，278 頁，886 円
編

日本列島を分断する巨大地溝

講談社，2018 年 8 月，新書判，240 頁，1,080 円

沈黙の駿河湾

東海地震説 40 年

静岡新聞社，2018 年 4 月，B6 判，416 頁，1,944 円

栗山泰史・五十嵐朗

著

地震保険の理論と実務：必ず来る震災に備えて
山﨑

登

著

保険毎日新聞社，2018 年 8 月，A5 判，287 頁，3,240 円

地震予知大転換―最近の地震災害の現場から
近代消防社，2018 年 4 月，四六判，168 頁，1,512 円

木村学・宮坂省吾・亀田純

著

揺れ動く大地―プレートと北海道
日本建築学会編

北海道新聞社，2018 年 8 月，A5 判，185 頁，1,944 円

2016 年熊本地震災害調査報告
日本建築学会，2018 年 6 月，A4 判，405 頁，7,236 円

ロバート・マイヤー・ハワード・クンルーザー
内一也「防災読本」出版委員会

著，中井

仁

ダチョウのパラドックス

監修

教育現場の防災読本

著．中谷訳

災害リスクの心理学

丸善出版，2018 年 8 月，四六判，200 頁，3,024 円

京都大学学術出版会，2018 年 6 月，菊判，586 頁，4,104 円
武村雅之
上山明博

著

減災と復興

著

地震学をつくった男・大森房吉

明治村が語る関東大震災

風媒社，2018 年 9 月，四六判，213 頁，2,376 円

青土社，2018 年 6 月，四六判，272 頁，2,052 円
東大社会研・玄田有史・有田
島村

誠

伸

編

危機対応学―明日の災害に備えるために著

気象・地震と鉄道防災

勁草書房，2018 年 9 月，四六判，292 頁，2,592 円

成山堂書店，2018 年 7 月，A5 判，168 頁，2,160 円

公益財団法人 地震予知総合研究振興会（ADEP）の人事異動について
任務解除

ADEP情報磯部誠

本部 事務局 参事
任務解除

地震調査研究センター 事業推進管理部長
30. 9. 1

新刊紹介・ADEP 情報── 77

今号の冒頭で M7 級地震が連発した 1938 年かは，地震に襲われた際にただちに浮

エッセイは，西ら 80 年，また小磐梯が山体崩壊を上して地震動を遮断する三次元浮揚

出 元気象庁長官に執筆をお願いし起こした 1888 年から 130 年の節目

技術の開発について，防災科研の梶た．ひと時も気が休まることのないにあたっている．福島県を襲ったこ

原先生よりたいへんに夢のある解説

警報業務に携わられた長官時代のごの 2 つの自然災害について，国立科

記事をいただいた．

苦労が，行間より偲ばれる．

学博物館の室谷先生よりご寄稿をい

編集後記

前号が発行される直前の 6 月 18

ただいた．

また，囲み記事としては，近年さまざまに利用されている地震波干渉

日，大阪府北部で M6.1 の浅発地震

さて，千島海溝，日本海溝の先に法について東北大学の中原先生よりが発生し，高槻，枚方，茨木などのは，伊豆・小笠原海溝が連なってい解説記事をいただいたほか，発生か各市で震度 6 弱が記録された．高槻

る．本年は小笠原諸島が日本に返還

ら 70 周年を迎えた 1948 年福井地震といえば，地震関係者にはよく知らされてから 50 年の節目ともなってと，韓国で初めて確認された液状化

れた京大防災研阿武山地震観測所のいるが，小笠原諸島周辺は規模の大被害について，当振興会の澤田専務

おひざ元である．中規模の地震ながきな深発地震が多発することで知ら理事および大保副主席主任研究員よら，ブロック塀倒壊により女児が犠

れ て い る． そ の 中 で も，2015 年 5り，それぞれ話題を提供していただ

牲になるなど死者は 6 名を数え，負月に発生した深発地震は，規模も深いた．

傷 者 も 443 名 に 達 し た（11 月 6 日

さもこれまでで最大級であり，初め

なお，本号の最終記事としては，

現在）．人口の密集する都市が襲わて日本全国が有感となった．この異本年 9 月 6 日に北海道で初めての震れ大きな被害を出したこの地震につ常な深発地震について，東大地震研

度７を記録し，41 名もの死者を生いて，京大防災研の岩田・飯尾・松の古村先生より，興味深い謎解きのじた北海道胆振東部地震（M6.7）

島の 3 先生に解説をお願いした．

論文を寄稿していただいた．

について，その速報を掲載した．

今回の震源付近は活断層の密集地

一方，海外では，ハワイ島のキラ

今号もバラエティー豊かな内容と域である．この地震が周辺の活断層

ウエア火山が本年 5 月 3 日に噴火しなったが，読者諸氏の忌憚ないご意

や地震活動に及ぼす影響について，て以来，700 軒におよぶ住宅が破壊

見やご批評をお願いしたい．

東北大学の遠田先生より見解をご寄される事態となっている．5 月 4 日

稿いただいた．これらの活断層でのに発生した M6.9 の地震は逆断層型

地震誘発に至らないことを祈りたであったが，沈み込み帯のような圧い．また，西日本の内陸部における縮場ではないハワイでなぜこのよう地震活動の活発化は南海トラフ地震なメカニズムの地震が起きるのか，の前触れであるとの説がある．この素朴な疑問が湧く．この謎についような連鎖も願い下げにしてほしい．

て，茨城大学の山田先生より明快なところで，巨大地震というと南海地震ジャーナル 第 66 号
平成 30 年 12 月 20 日

発行所

解説記事をいただいた．

トラフ地震ばかりがクローズアップ

前号（65 号）では，国際プロジェされるが，わが国にはもう 1 つ，北ク ト SATREPS の 全 体 概 要 に つ い

海道沖にも巨大地震の巣があり，そて本蔵先生よりご紹介いただいたの発生確率は年々高まっていることが，今号からは，その個別プロジェ

が，近年の津波堆積物調査などからクトについて順次紹介する．今回明らかになってきた．そのあたりのは，フィリピンプロジェクトの解説

事情について，東大地震研の佐竹先を，防災科研の井上先生にお願いし生より詳しい解説記事を頂戴した．

た．

今年は，福島県沖の日本海溝付近（Y.O.）

このほか，工学的な話題として〠101︲0064
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地震予知総合研究振興会
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編集人

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78 ──地震ジャーナル

66 号（2018 年 12 月）

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