南海トラフの地震の長期評価について
平成13年9月27日
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は、「地震調査研究の推進について －地震に関す
る観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策－」（平成11年4月23日）を決定し、この中において、「全国を概観した地震動予測地図」の作成を当面推進すべき地震調査研究の主要な課題とし、また「陸域の浅い地震、あるいは、海溝型地震の発生可能性の長期的な確率評価を行う。」とした。
地震調査委員会では、この決定を踏まえつつ、これまでに、12地域の14の活断層帯の評価を終えて公表してきた。また、海域に発生するプレート間
大地震（海溝型地震）として、宮城県沖地震について長期評価を行い、公表した。
今回、宮城県沖地震に続いて、プレート間大地震である南海トラフに発生する地震について、現在までの研究成果及び関連資料を用いて評価し、別添のとおりとりまとめた。

別添

南海トラフの地震の長期評価
四国から駿河湾までの太平洋沿岸を含む南海トラフ沿いの地域では、ここを震源域として大地震が繰り返し発生していることが知られている。本報告書は、南海トラフ沿いのうち図１に示す四国沖から浜名湖沖までの領域Ｘ及び領域Ｙを対象とし、長期的な観点で地震発生の可能性、震源域の形態等について評価してとりまとめたものである。評価に当っては、これらの領域に発生した地震について行われた調査研究の成果を参考にした。
ここでは、便宜上、領域Ｘ付近を中心にして発生する地震を南海地震、領域Ｙ付近を中心にして発生する地震を東南海地震*1と呼ぶ。なお、図１の領域Ｚは、1944年の東南海地震（昭和東南海地震）の際に破壊せずに残ってしまった部分を含む領域であり、想定東海
地震はこの領域を概ね震源域とするとされている（中央防災会議東海地震に関する専門調査会,2001）。地理的には、領域Ｘは足摺岬（高知県）沖～潮岬（和歌山県）沖、領域Ｙ
は潮岬沖～浜名湖（静岡県）沖、領域Ｚは浜名湖沖～駿河湾にそれぞれ概ね該当する。
この報告書では、想定東海地震の発生が懸念されていることを前提とした。
１

地震の発生位置及び震源域の形態
南海トラフに発生する地震は、主に、四国や紀伊半島が乗っている陸のプレートの下へ太平洋側からフィリピン海プレートが沈み込むことに伴って、これら２つのプレートの境界面（以下「プレート境界面」という。）が破壊する（ずれる）ことによって発生する。また、時によってはプレート境界面から枝分かれした陸のプレート内の高角の断層（以下「分岐断層」という。）も含めて破壊し（図２参照）、海底での上下地殻変動を大きくすることや局地的に強い揺れを生じさせる可能性もある。

＜過去の震源域について＞
過去の南海地震の震源域については、次のとおり（表１参照）。西端は、足摺岬の東で止まった可能性が高い事例（1946年）及び足摺岬の西にまで及んだ可能性がある事例（1707年）がある。東端は、潮岬の東で止まった事例（1854年、1946年）及びＹ領域にまで及んだ（東南海地震が同時発生した）可能性が高い事例（1605年、1707年）がある。
過去の東南海地震の震源域については、次のとおり（表１参照）。西端は、潮岬の東で止まった事例（1854年、1944年）及びＸ領域にまで及んだ（南海地震が同時発生
した）可能性が高い事例（1605年、1707年）がある。東端は、浜名湖の沖合で止まった可能性が高い事例（1944年）及び領域Ｚまで及んだ可能性がある事例（1707年、1854年等）がある。
＜次の地震の発生位置及び震源域の形態について＞
次の地震の発生位置（領域）及び震源域の形態は、過去の地震のうち資料が十分揃っている1498年の東南海地震（明応東海地震）以降に発生した地震の状況、プレート境界面の深さの推定結果、地殻変動の現状、及び地殻構造等の調査結果から総合的に判断して、図３のようになる可能性が高いと考えられる（表3-1及び表3-2参照）。また、南海地震及び東南海地震が同時発生した場合にも図３の領域が両者の震源域となると考えられる。
２

地震活動
歴史地震の記録や観測成果の中に記述された、津波の記録、震度分布等に基づく調査研究の成果を吟味し、南海地震及び東南海地震に該当すると評価（同定）した結果
及びそれを踏まえた次の地震の評価結果は次のとおりである。

*1「東南海地震」という用語は1944年に発生した地震について使われてきた。この地震以前に領域Ｙ付近を中心にして発生した地震の震源域は領域Ｚまでを含むことが多く、「東海地震」と呼ばれている。例えば、1854年に発生した地震は安政東海地震と呼ばれる(地震調査委員会,1999)。しかし、ここでは、想定東海地震との区別を明確にするために、「東南海地震」と呼ぶことにした。以下
読み易さに配慮して鍵括弧を省いた。

1

＜過去の地震について＞
南海トラフ沿いに発生した大地震については、684年の地震まで遡って確認された研究成果がある。しかし、1498年より前については、資料の不足により、地震の見落としの可能性が高い。以下ではこのことを考慮した。
過去の南海地震については、1498年以降現在までの約500年間に５回発生した可能性があると考えた。但し、1498年の頃については、南海地震がこの時期に発生した可能性が高いと判断したものの、史料に記述されている特定の地震を同定できなかったことから同定できたのは４回であった。1605年以降の４回の地震は、その発生間隔は92.0年から147.2年までの範囲にあり、平均発生（活動）間隔は114.0年となる。最新の発生が1946年12月21日であることから、最新発生からの経過時間は2001年1月1日現在で54.0年となり、平均発生間隔の約半分が経過したことになる。また、南海地震については、高知県室戸半島先端の室津港の地震時の隆起のデータ及び地震発生間隔か
らの研究成果等を踏まえると、限界応力値に達すると地震が発生するモデル（時間予測モデル）が適用可能と考えた。
過去の東南海地震については、1498年以降現在までの約500年間に５回発生したと同定した。これら５回の地震は、その発生間隔は89.9年から147.2年までの範囲にあり、平均発生（活動）間隔は111.6年となる。最新の発生が1944年12月7日であることから、最新発生からの経過時間は2001年1月1日現在で56.1年となり、平均発生間隔の約半分が経過したことになる。
南海地震と東南海地震の発生時期の関係は、次のとおり（表２参照）である。1605
年以降については、上述のとおりどちらについても４回の発生を同定したが、この全ての場合について、両者の発生間隔が２年以内であった（同時２例、32時間１例、２
年１例）。発生に時間的にずれがあった２例は、ともに東南海地震が先に発生した。
1498年より前については、1096年～1099年頃（表１備考参照）について、東南海地震
が1096年12月（畿内・東海道の地震）に、南海地震が1099年2月（南海道・畿内の地
震）にそれぞれ発生したと同定した。これらの発生の時間的ずれは2年2か月であった。
過去の地震の規模は、次のとおり（表２参照）である。東南海地震については
Ｍ7.9～8.4(Ｍt*18.1～8.5)、南海地震についてはＭ8.0～8.4(Ｍt8.1～8.3)、両者が同時発生の場合にはＭ7.9*2～8.6(Ｍt8.2～8.4)であったと考えた。
南海トラフにおける大地震の発生様式は多様であった可能性がある。1605年の地震（慶長地震）では、津波による被害については多くの記述があるものの、強震動による建物の倒壊などの被害は知られておらず、この地震についてはいわゆる津波地震*3であったと考えた。
なお、684年以降現在までの間に、南海地震は東南海地震との同時発生も含めて、少なくとも９回Ｍ7.9～8.6(1498年はＭ不明)の地震が発生した可能性があり、東南海
地震は南海地震との同時発生も含めて、少なくとも７回Ｍ7.8～8.6の地震が発生した*1

Ｍtは「津波マグニチュード」のことである。地震の規模を表すマグニチュード（Ｍ）は、地震波（地震動）の大きさ（揺れの大きさ）の分布を使って算出するのに対して、Ｍtは、津波の高さの分布を使って算出する地震の大きさの指標である。Ｍtを決める計算
式の係数は、ＭtがモーメントマグニチュードＭwと同じになるように決められている（Abe,1981）。津波の遡上高をデータとして工夫して用いることで、潮位観測データがない歴史地震にも適用可能（阿部,1999）であり、歴史地震のＭwを推定する上で信頼性が高い。
なお、Ｍwは、震源の物理学的な規模を表す地震モーメントという量から決められるマグニチュードである。
この報告書で示す過去の地震のＭの値は、1884年以前のものについては近代観測によらず被害などから推定されたものであり、必ずしもそれ以後のＭと十分に整合性が取れているとは限らない。一方において、Ｍtは比較的信頼性が高い津波に関する記述に基づいていることから、相互の大小を比較する上でより信頼性が高いと考えられる。
*2「Ｍ7.9」は、1605年の慶長地震の値であり、この地震は、後述する「津波地震」であった。このため、震源域の広さ、津波の大きさ、及び震源域でのすべり量の大きさの割に、地震動が小さく、マグニチュードが小さい値となっている。
*3「津波地震」とは、断層が通常よりゆっくりとずれて、人が感じる揺れが小さくても、発生する津波の規模が大きくなるような地震のことである。この報告書では、Ｍtの値がＭの値に比べ0.5以上大きい（阿部,1988参照）か、津波による顕著な災害が記録されているにも係わらず顕著な震害が記録されていないものについて津波地震として扱うことにした。これにより、南海トラフに発生した地震のうち、1605年2月3日の慶長地震が津波地震となる。なお、津波地震の例として、1896年の明治三陸地震津波を引き起こした地震が有名である。

2

可能性がある、とそれぞれ考えた。
＜次の地震について＞
次の南海地震と東南海地震の発生時期の関係は、過去の事例（発生時期のずれは２年程度以内）を踏まえ、同時又は相互に近接して発生するかのどちらかである可能性が高いと考えられる。後者の場合には、東南海地震、南海地震の順番で発生する可能性が高いと考えられる。
また、次の南海地震発生までの1946年の地震からの間隔は、1946年の地震における応力の解放量が過去の南海地震の平均的なそれに比べ小さいと考えられることから、
時間予測モデルに基づき、過去の平均発生間隔114.0年よりは短いと推定される。一方、次の東南海地震発生までの1944年の地震からの間隔は、過去の東南海地震が南海
地震の発生と同時又は相互に近接して発生してきていること、次の南海地震発生までの間隔が114.0年よりは短いと推定したこと、及び昭和東南海地震のマグニチュード
がそれ以前のものより小さめであったことから、過去の平均発生間隔111.6年よりは短い可能性が高いと推定される。時間予測モデルによると、次の南海地震及び東南海
地震の発生の可能性は年々高まっており、今後30年以内の発生確率は、南海地震で40%程度、東南海地震で50%程度に達すると推定される。今後10年以内から今後50年以内の長期発生確率は、表4-1及び表4-2のとおりである。なお、南海地震に比べ東南海
地震は、応力の解放量の推定の信頼度が低いことから、これらの確率の値は南海地震のものを基準にして理解することが適当である。
地震の規模は、個別に発生した場合では、南海地震はＭ8.4前後*1となると考えられる。また、東南海地震はＭ8.1前後となると考えられる。さらに、同時に発生した場
合では、Ｍ8.5前後となる可能性が高いと考えられる。さらに、津波地震となる可能性もあると考えられる。なお、1946年の南海地震は過去の事例の中でもマグニチュー
ドが小さかったことに注意する必要がある。
３

今後に向けて
強震動予測に必要な震源の特性の評価は別途早急に行うことにしている。
また、仮に想定東海地震が発生せずに推移した場合には、領域Ｚは次の東南海地震発生の際に同時に破壊する可能性も出てくるが、この点については、適当な時期に再検討する必要がある。
一方、南海トラフ沿いの大地震の発生の前後に、中部圏を含む西日本で、地震活動が活発化した事実やそのことを示す調査研究成果が複数あることに注意しておく必要がある。
なお、ここでの長期評価の結果を踏まえて、長期的な地震発生時期、強震動等の予測精度の向上のため、当該地域について調査観測体制の強化が望まれる。また、「地震の起こる時期を、警報を出せるほどの確かさで予知することは、異常な地殻の変動等の現象が現れた場合に予知できるとされている『東海地震』を除き、現在の科学技術の水準では一般的に困難」（地震調査研究推進本部,1999）であり、また、地震予知の実用化への目途は現段階においても立っていない（測地学審議会地震火山部会,
1997）。このことは南海地震及び東南海地震についても同様である。このようなことから、南海トラフ沿いの地震の前・後の海域の異常な地殻変動を捕捉する手法の開発など新たな技術開発や、さらなる学術的知見の蓄積を行っていくことにより、南海地
震及び東南海地震についても、地震予知に向けての努力を着実に継続することが望まれる。

*1

Ｍの数値の推定のばらつきについて、地震調査委員会では「程度」及び「前後」を使用し、「程度」は「前後」よりばらつきが大きい場合に使用してきた。

3

表１

南海トラフ沿いの大地震の震源域の目安（凡例：○=ほぼ全域が震源域：△=一部が震源域。）
発生年月日
グレゴリオ暦(ユリウス暦)

地震名
(通称)

1498年9月20日(9月11日)

明応東海地震1605年2月3日

慶長地震

○

○

1707年10月28日

宝永地震

○

○

1854年12月23日
1854年12月24日

安政東海地震安政南海地震○1944年12月7日
1946年12月21日

昭和東南海地震
昭和南海地震○表２

領 域 領 域
Ｘ
Ｙ

○

○
○

領域
Ｚ

備考

△

南海地震では1605年より前,東南
海地震については1498年より前に△ついて,それぞれ発生した地震の検討に利用しうる資料が不足し,地震△～○の見落としの可能性が高いと判断.
領域 X 付近を中心とした領域で○は,1605年より前については,1498
年,1361年,1099年,887年,684年に地震が発生.
領域 Y 付近を中心とした領域では,1498年より前については,1360(想定東海地震) 年,1096年に地震が発生.

南海地震及び東南海地震の震源域で発生した地震のマグニチュード等

地震発生年

南海地震

地震発生
年/月/日
(津波地震：
その旨明記)

前回の地
地震規模
震からの
経過年数 Ｍ Ｍt Ｍw
注2
注3
注4
（年）

地震発生
年/月/日
(津波地震：
その旨明記)

東南海地震

同時発生

前回の地
地震規模
震からの
経過年数 Ｍ Ｍt Ｍw
注2
注3
注4
（年）

地震規模

注1

Ｍ

Ｍt

注2

注3

1498(明応)（データセットに含めなかった）

1498/9/20(1498/9/11)

1605(慶長)1605/2/3(津波地震)(南海地震と 106.4
同時発生)

7.9 8.2(南海地震と 102.7
同時発生)

8.6 8.4

注5

1707(宝永)

1707/10/28

102.7

1854(安政)

1854/12/24

147.2

8.4 8.3

1944～1946(昭和) 1946/12/21

92.0

8.0 8.1

8.2～
8.5

8.3 8.5

1854/12/23

147.2

8.4 8.3

1944/12/7

89.9

7.9 8.1

8.1～
8.2

注1:天正十年九月十八日［1582年10月4日］まではユリウス暦で表現し、その翌日の天正十年九月十九日［1582年10月15日］以降は現行のグレゴリオ暦で表現することが推奨されている（早川・小山,1997）。ここでは発生年の間隔を計算する上での便宜を考えて、グレゴリオ暦で示したものの、ユリウス暦による月日を括弧に入れて示した。
注2:Ｍの欄は宇津(1999)の表に記述されたＭを採用することとした。1884年以前のＭの値は近代観測が行われる前の時点のものであり、1885年以降のものに比べ信頼性が劣る。宇津(1999)は、「1884年以前の震央の緯度･経度とマグニチュードは宇佐美(1996)の書物によるが、同書に範囲として示されているものは範囲の中央値を記入し、また分数は小数に直し小数点以下１桁で打ち切った。」としている。また、宇津(1999)は、「1885～1980年の震源とマグニチュードは宇津の表による。」としている。但し、1707
年10月28日の地震については宇佐美(1996)ではＭ8.4とされ、宇津(1999)はＭ8.6としつつもその根拠を示していない。この地震は、1854年の南海地震（安政南海地震）と東南海地震（安政東海地震）が同時に起こったのと同程度以上の大きさであることを示唆す
る研究成果（相田,1981a,1981b)があり、これらの地震のマグニチュードから得られるエネルギーを足し合わせ、それをマグニチ
ュードに換算したものと考えた。
注3:Ｍtは津波マグニチュード（前出）。
注4:Ｍwはモーメントマグニチュード（前出）。昭和南海地震及び昭和東南海地震のＭwは、各種研究成果(例えば、相田,1979；
Ishibashi,1981；Kato,1983；相田,1981b）を踏まえ、地震モーメント等を利用して推定し、それらの最大値と最小値を採用することとしてそれを示した。なお、菊地・山中(2001)を踏まえると、Ｍw7.9となるが、検討範囲が利用可能なデータの制約から限定されていることから、この値は参照するにとどめた。
注5:1707年の地震については、２つの地震が１～２時間の差で発生したという見方もある（例えば、飯田,1981）。その場合、一方は南海地震(宝永南海地震)であり、Ｍ8.4・Ｍt8.4とされ、他方は東南海地震(宝永東海地震)であり、Ｍ8.3・Ｍt8.1であるとされている(Ｍは震度分布に基づく飯田,1981による。Ｍtは阿部,1999による。)。しかし、各地における地震動の発現時だけからは２つの地震であるとの断定は困難とされている（宇佐美,1996）ことから、ここでは同時発生の扱いとした。

4

表３－１

南海地震の発生位置、震源域の形態、発生間隔等

項 目

特

性

根拠

(1)地震の発生位置 図３
フィリピン海プレートの上面の深さが10km(領域)の目安～30kmの範囲を各種構造モデルを踏まえて(2)震源域の形態
紀伊半島・四国が乗っている陸のプレ 推定し、それを南北の両端とした。
ートとフィリピン海プレートの境界面 また、1707年以降の南海地震の各種震源モ(低角逆断層型)。時により高角の分岐 デルの震源域の全体を中心にしつつ、バッ断層を含む。
クスリップモデルや観測された地殻変動も(3)断層面の分布
図３(深さは、沿岸寄りでは約30km、トラフ 参照して東西端を判断。
寄りでは約10km。)(4)(地震時における N125°E～N131°E（北から時計回りに フィリピン海プレートの陸のプレートに対陸のプレートの震源 計った角度；図３）
する相対運動方向(Seno et al.,1993；
断層面における)
Miyazaki & Heki,2001)から算出
平均的なずれの向き(5)発生間隔等

平均発生間隔114.0年

昭和南海地震（1946年12月21日）から 時間予測モデルにおいて、室津港での隆起
次回までの標準的な発生間隔量に換算した応力蓄積速度として、過去2回
90.1年 の南海地震での室津港のデータから求めた
0.01304m/年及び昭和の南海地震の際に1.15mの隆起が観測されていることを用いると、次回までの活動間隔は88.2年となる。同様にして、震源断層長、震源域で推定されるずれ量等からも発生間隔が求まる。これらについて信頼性も考慮して、選択・平均化
すると90.1年が求まり、これを採用。

最新発生時期から2001年1月1日現在までの経過時間
54.0年(6)次の地震の規模

Ｍ8.4前後。東南海地震と同時発生した 過 去 発 生 し た 地 震 の Ｍ t 、 Ｍ w 等 を 参考 に場合にはＭ8.5前後。
し、震源域の形態を踏まえて判断。

表３－２

東南海地震の発生位置、震源域の形態、発生間隔等

項 目

特

性

根拠

(1)地震の発生位置 図３
フィリピン海プレートの上面の深さが10km(領域)の目安～30kmの範囲を各種構造モデルを踏まえて(2)震源域の形態
本州が乗っている陸のプレートとフィ 推定し、それを南北の両端とした。
リピン海プレートの境界面(低角逆断層 また、1498年以降の東南海地震の各種震源型)。時により高角の分岐断層を含む。 モデルの震源域の全体を中心にしつつ、バ(3)断層面の分布
図３(深さは、沿岸寄りでは約30km、トラフ ックスリップモデルや観測された地殻変動
寄りでは約10km。)

も参照して東西端を判断。

(4)(地震時における N125°E～N131°E（北から時計回りに フィリピン海プレートの陸のプレートに対陸のプレートの震源 計った角度；図３）
する相対運動方向(Seno et al.,1993；
断層面における)
Miyazaki & Heki,2001)から算出
平均的なずれの向き(5)発生間隔等

平均発生間隔111.6年

昭和東南海地震（1944年12月７日）か 時間予測モデルにおいて、震源断層長、震ら次回までの標準的な発生間隔
源域で推定されるずれ量等から求めた発生86.4年 間 隔 に つ い て 、 そ れ ら の 信 頼 性 も 考 慮 して、選択・平均化し86.4年が求まり、これを採用。

最新発生時期から2001年1月1日現在までの経過時間
56.1年(6)次の地震の規模

Ｍ8.1前後。南海地震と同時発生した場 過 去 発 生 し た 地 震 の Ｍ t 、 Ｍ w 等 を 参考 に合にはＭ8.5前後。
し、震源域の形態を踏まえて判断。
5

表４－１
項目

次の南海地震の発生確率等

将 来 の地 震 発
生確率等*

備考

今後10年以内の発生確率 10%未満
今後20年以内の発生確率 20％程度
今後30年以内の発生確率 40％程度
今後40年以内の発生確率 60％程度
今後50年以内の発生確率 80％程度

時間予測モデルによる「前回から次回までの標準的な発生間隔」
90.1年及び発生間隔のばらつきα0.20～0.24をBPT分布モデル(地震調査研究推進本部地震調査委員会,2001)に適用して発生確率を求めた。

地震後経過率

経過時間54.0年を発生間隔90.1年で除した値。

0.60

注*：評価時点は全て2001年1月1日現在。

表４－２
項目

次の東南海地震の発生確率等

将 来 の地 震 発
生確率等*

備考

今後10年以内の発生確率 10％程度
今後20年以内の発生確率 30％程度
今後30年以内の発生確率 50％程度
今後40年以内の発生確率 70～80％程度
今後50年以内の発生確率 80～90％程度

時間予測モデルによる「前回から次回までの標準的な発生間隔」
86.4年及び発生間隔のばらつきα0.18～0.24をBPT分布モデル(地震調査研究推進本部地震調査委員会,2001)に適用して発生確率を求めた。応力の解放量の推定の信頼度が低いことから、その精度は十分ではない。但し、東南海地震は南海地震と同時に発生するか、相互に時間的に近接して発生するかのどちらかである可能性が高いと考えられることに留意する必要がある。

地震後経過率

経過時間56.1年を発生間隔86.4年で除した値。

0.65

注*：評価時点は全て2001年1月1日現在。

6

図1

南海トラフ及び本報告が評価対象とした領域の概略位置図

図2

南海トラフに発生した地震の震源域の断面模式図

太線は、地震時に破壊する（ずれる）プレート境界面及び陸のプレート内に枝分かれした分岐断層の断層面を示す。太線に付した矢印は、プレート境界面及び分岐断層のずれる向きを示す。この図では、縦方向（深さ方向）は、横方向（水平方向）の４倍程度に強調してある。

7

8
注：南東側に向かう矢印は、地震時における陸のプレートの震源断面における平均的なずれの向き（推定）。また、想定南海地震震源域及び想定東南海地震震源域は、その境を厳密に示すことは困難であるとともに、適当でないことから、境を帯で示した。従って、潮岬付近
については帯が太いが、これは破壊しないで残るというわけではな

図３ 想定南海地震及び想定東南海地震の震源域並びに想定地震発生時の震源域に想定される平均的なずれの向き

説明
１ 南海トラフ沿いの大地震に関するこれまでの主な調査研究
地震調査委員会は、中部地方、近畿地方、及び中国・四国地方について、フィリピン海プレートの沈み込みによるプレート間地震に関して総合的な見方を示している(地震調査委員会,1999の p.161,p.
222-223,p.266-267)。
南海トラフの地震の系列の同定に係わる調査研究*1としては、史実の記述が少なくなる1498年以前の地震を対象としたものを含めて、Ando(1975)、Utsu（1984）、前杢(1988)、宇佐美(1996)、
寒川(1997)、石橋・佐竹(1998)、渡辺(1998)、石橋(1999)、地震調査委員会長期評価部会（1999）、
都司(1999)、宇津(1999)、Maemoku(2000)等があり、史料から推定された最も古い地震以降についての概要は表５及び表６のとおりである。これらの研究の多くにおいては、表５の注及び表６の凡例に示すように推定震源域を分割し、Ａ、Ｂ、Ｃ、Ｄ、及びＥという名称を便宜的につけている。但し、これらの名称は相互に正確に一致する領域を示しているわけではない。本評価で用いた領域Ｘは概ねＡ
及びＢの領域に、領域Ｙは概ねＣ及びＤの領域に、領域Ｚは概ねＥの領域に、それぞれ該当する。
南海トラフ周辺におけるプレート境界面を示した調査研究としては、Mizoue et al.(1983)、岡野・他(1985)、山崎・大井田(1985)、Satake(1993)、野口(1996)、原田・他(1998)、馬場・他(2000)等がある。
過去に発生した事例の震源モデルに係わる調査研究としては、1946年昭和南海地震については、相田(1981b)、Ando(1982)、Kato(1983)、Yabuki & Matsu'ura(1992)、Sagiya & Thatcher(1999)、
Cummins & Kaneda(2000)、Tanioka & Satake(2001a)等があり、1944年昭和東南海地震については、相田(1979)、Ishibashi(1981)、Satake(1993)、Ichinose et al.(2001)、菊地・山中(2001)、Tanioka &Satake(2001b)等がある。1498年明応東海地震については相田(1981a)、1605年慶長地震については相田(1981a)、1707年宝永地震についてはAndo(1975)及び相田(1981a、1981b)、1854年安政南海地震についてはAndo(1975)及び相田(1981b)、1854年安政東海地震についてはAndo(1975)及びIshibashi(1981)がある。
将来の南海トラフに発生する大地震の時期に係わる調査研究としては、今村(1933)、時間予測モデ
ルによるShimazaki&Nakata(1980)、Scholz(1985)等、や西南日本における地震活動統計モデルによる堀・尾池(1996)、Hori & Oike(1996)等がある。
*2
南海トラフ沿いのバックスリップ に係わる調査研究としては、例えば、領域Ｙ及びＺはYoshioka
et al.(1993)、Sagiya(1999)及び西村・他(1999)、領域Ｘは鷺谷(1999)、Miyazaki & Heki(2001)及び西村・他(1999)、領域Ｙは西村・他(1999)、領域Ｘ及びＹはIto et al.(1999)及びOzawa et al.
(1999)がある。

２ 南海トラフの地震の長期評価の説明(１)地震の発生位置及び震源域の形態に関する評価の説明
今回の評価では、過去の事例の特徴を踏まえ、1946年の昭和南海地震及び1854年の安政南海地震の津波の記録や震度分布、並びに1944年の昭和東南海地震のそれらを、南海地震及び東南海地震*3の同定の目安とした。地震の発生位置（領域）及び震源域の形態の評価作業に当っては、過去の震源モデル
を参照し、微小地震等に基づくプレート境界面の推定に関する研究成果及び当該地域の速度構造についての研究成果を利用して、次の南海地震及び東南海地震の震源域を推定した。
沈み込み口付近や深部のプレート境界では地震が発生しにくいことが知られており、プレート境界面上の地震発生域（固着域=不安定すべりをする領域）は、温度100～150℃に該当する深さから始まり、
350～450℃までであるとされている。フィリピン海プレートではこの深さは約10kmから約30kmに相当するとされている（Hyndman et al.,1997）。このため、プレート境界面の深さ10～30kmまでの範囲（図4-1）を想定震源域とすることにした。

（南端）南限となるプレート境界面の深さ10kmの位置については、速度構造調査による推定結果(馬場他,
2000)を踏まえつつ、過去に発生した地震の震源モデルの検討結果（図4-2、図4-3、図4-4）と合わせて総合的に判断した。なお、室戸岬(高知県)の南部及び紀伊半島の南部については、地殻変動のデー
タとともに津波のデータも用いて推定した1946年南海地震及び1944年東南海地震の震源域(Sagiya &*1

この報告書では、想定東海地震の発生が懸念されていることを前提としたことから、調査研究の例示は、領域Ｘ及び領域Ｙ（図１参照）に係わるものを中心とした*2 プレート境界で地震が発生してから次の地震が発生するまでは、沈み込む海のプレートと陸のプレートとの境界面は固着しているので、海のプレートの沈み込みの進行につれて陸のプレートは引きずり込まれ、内陸側に押される。このようにして生じる陸のプレート内の変形は、プレート境界面上に仮想的な正断層のずれを与えることで表すことができる(Savage,1983)。この仮想的なずれをバックスリップと言う。
*3 「東南海地震」という用語については、評価本文の脚注参照。

9Thatcher,1999；図4-5)を参考にして決めた。

（北端）
北限となるプレート境界面の深さ30kmの位置については、速度構造調査による推定結果及び微小地
震活動の分布からの推定結果(Satake,1993；岡野他,1985；山崎・大井田,1985；野口,1996；原田他,
1998；Mizoue et al.,1983)を踏まえた。四国中部以外の地域では、これらの結果には相互に大きな差がないことから、平均的な位置を採用することとした。また、四国中部については、地殻変動のヒン
ジライン*1の位置が高知県須崎市(高知市の西南西30km)付近を通っていること、及び1946年昭和南海地震では地震に伴う沈降域の北限が高知市付近であることも考慮して決めた。

（東端・西端）南海地震の西端については、1946年の昭和南海地震の震源モデル(相田,1981b；Ando,1982；Kato,
1983；Yabuki & Matsu'ura,1992；Sagiya & Thatcher,1999；Tanioka & Satake,2001a；Cummins &Kaneda,2000)、1854年の安政南海地震のそれ(相田,1981b；Ando,1975；Ishibashi,1981)、及び1707年の宝永地震のそれ(相田,1981b；Ando,1975)によって誤差以上の有意なずれが推定されている範囲等を踏まえ、かつバックスリップ*2が大きい領域(Ito et al.,1999；Miyazaki & Heki,2001；西村他,1999；図4-6)も参照して判断した。足摺岬（高知県）沖以西まで震源域となる可能性を示唆する研究成果
としては、相田(1981b)による宝永地震の震源モデル、西村・他(1999)によるバックスリップの分布（図4-6）等がある。一方、1946年の昭和南海地震では足摺岬付近の歪みは高角逆断層（分岐断層）で解放され、プレート境界面はずれなかった可能性があると考えた。将来の南海地震ではこの部分もずれる可能性があると判断し、足摺岬の西を南海地震の西端とした。
南海地震と東南海地震の境界については、1946年の南海地震及び1944年の東南海地震の震源モデル(相田,1979；相田,1981b；Ishibashi,1981；Satake,1993；菊地・山中,2001；Tanioka & Satake,2001
a,2001b；Ichinose et al.,2001)によって誤差以上の有意なずれが推定されている範囲を踏まえた。
また、潮岬（和歌山県）が1944年の東南海地震で隆起(Satake,1993；Ichinose et al.,2001)し、1946
年の南海地震で沈降した(Ando,1982)こと及び潮岬の沖合の海底地質が当該地域の西側に拡がる海底地質と同様であることで判断した。具体的には、潮岬のやや東を境界とした。
東南海地震の東端については、1944年の昭和東南海地震の震源域の東端として推定されている浜名湖（静岡県）沖付近（「中央防災会議東海地震に関する専門調査会」が想定東海地震の震源域案の西端としている場所；図５参照）を採用することとした。
但し、震源モデルについては、陸域の地殻変動のデータを用いた推定結果では、紀伊水道を含めて陸から離れた場所ではずれ量の推定の誤差が大きいこと、津波のデータを用いた推定結果では、震源域が深くなる陸寄りの場所では推定の誤差が大きいことを考慮した。また、構造調査による推定結果については、地震活動分布で補完がされていることを考慮した。さらに、地殻変動についての観測事
実を説明する上で分岐断層(splay fault)を考える必要がある場合もあることを考慮した。
なお、モデルによる差異やそのあいまいさも考慮し、震源域の範囲はある程度の幅を持たせることとした。また、図３に示した想定震源域については、地震発生時においてこの範囲全体が同様の破壊をする（ずれ量となる）のではなく、殆どずれない領域も、周囲に比べ著しく大きくずれる領域もあることに、注意することが必要である。

（分岐断層）
分岐断層も含めて破壊したと推定されている例としては、1946年の昭和南海地震がある。この例では、高知県南西部の水準測量による地震前後の比較で局地的な隆起があったこと及び地震動による被害が局地的にまとまっていたことから推定された（Kato,1983）。なお、室戸岬付近の地質学的な研究から、室戸岬の沖合の浅海活断層が南海地震の発生間隔よりも１桁以上長い間隔で活動し、室戸岬付近の地殻変動に係わっているという報告もある（前杢,1988；Maemoku,2000）。

(２)地震活動(2-1)過去の地震についてア

南海トラフ沿いの大地震の同定
過去の地震について、今回の評価の対象とした南海トラフ沿いの大地震であるかどうかの同定の作業は、主にAndo(1975)、宇佐美(1996)、寒川(1997)、石橋・佐竹(1998)、渡辺(1998)、宇津(1999)等の記述を参考にした。
また、地震のマグニチュード(Ｍ)の値は宇津(1999)を採用することとした。但し、近代観測が行わ*1

ヒンジライン(hinge line)とは、隆起と沈降の境界のことであるが、プレート境界の固着域の縁の部分を地表へ投影した線状部分に概ね対応する。
*2 バックスリップの推定には、主にＧＰＳ観測の結果が利用されており、観測期間は１～３年となっている。また、初期値の与え方が論文毎に異なっている。

10

れるようになった1885年より前の値は、1885年以降のものに比べ信頼性が劣ることから、1884年以前のＭの値の信頼性は低いと判断し、これを補う観点から、津波マグニチュード(Ｍt；阿部,1999)を併記し、参照することとした。
*1
南海地震又は東南海地震 の可能性がある地震は、1498年以降については、12回知られている（表６参照；発生月日が特定されていないものも含めた。）。これらの地震について、史実に基づいた調査
研究結果を踏まえ、津波及び震度の分布によって同定することとした。但し、震度分布のパターンは似ていても強弱が地震毎に異なっている、ということが知られており、このことを考慮した。
1498年の地震より前については、南海地震又は東南海地震の可能性がある地震は、12回知られている（表６参照；発生年月日が特定されていないものも含めた。）。1498年より前の地震については、資料の不足により、地震の見落とし等不確定性が高いことから、地震発生の平均間隔算出には適さないと判断した。このため、この時期の地震については、Ｍが決定されているものに絞って検討した。

1944～1946年の地震（昭和東南海地震、昭和南海地震）
1944年12月7日及び1946年12月21日に地震があった。
1944年の地震では、津波は、紀伊半島西部から伊豆半島の太平洋沿岸を襲った。紀伊半島東部
沿岸では、津波の高さ*2は６～９mに達した（羽鳥,1980；図7-2、海上保安庁水路部,1948）。震*3
度５弱相当以上 となった範囲は、近畿地方の一部、紀伊半島東部から静岡県御前崎までの沿岸域であり、震度６弱相当以上となった範囲は、三重県から静岡県御前崎町までの沿岸域の一部である（気象庁,1968；地震調査委員会,1999；図6-2）。
1946年の地震では、津波は、九州から房総半島南部の太平洋沿岸を襲った。四国及び紀伊半島の太平洋沿岸では、津波の高さは４～６mに達した（羽鳥,1980；図7-1、飯田,1977）。震度５弱
相当以上となった範囲は、九州の一部、四国南部・東部、紀伊半島、及び近畿・中国・中部地方の一部に及んだ（気象庁,1968）。また、局地的に震度６弱相当以上となった場所もあった（中央気象台,1946；図6-1）。
1944年及び1946年の地震は、上述の津波の襲来状況及び震度分布、地殻変動や津波の記録に基づいて推定された震源域及び震源モデル*4（図4-2、図4-3）、並びに推定されたＭ（宇津,1999）を踏まえ、それぞれ東南海地震（領域Ｙ付近を中心にして起こった大地震；昭和東南海地震）、
南海地震（領域Ｘ付近を中心にして起こった大地震；昭和南海地震）であると同定した。
以下の東南海地震の同定において、昭和東南海地震における津波の記録や震度分布をその目安とすることにした。南海地震の同定においては、昭和南海地震における津波の記録や震度分布を目安としつつも、昭和南海地震のものは平均より規模が小さい可能性が高いと考えられたことから、後述する1854年の南海地震における津波の記録や震度分布も合わせて目安とすることにした。

1854年の地震(安政東海地震、安政南海地震)
1854年12月23日及び同年12月24日に地震があった。
23日の地震では、津波は四国東部から房総半島までの太平洋沿岸を襲ったが、潮岬から渥美半
島（愛知県）までの範囲では、その高さの分布は昭和東南海地震と概ね同様である。三重県の一部では津波の高さは10mに達した（宇佐美,1996；羽鳥,1980；図7-2）。震度５弱相当以上になったと推定*5されている範囲は、紀伊半島、近畿地方、中部地方の大部分、及び関東地方の一部であり、震度６強又は６弱相当になったと推定されている範囲は、志摩半島（三重県）、中部地方の内陸の一部、及び駿河湾沿岸である（宇佐美,1996；図6-2）。また、遠州灘沿岸では、震度７相当になった可能性もあるとされている（地震調査委員会,1999）。
24日の地震では、津波は九州東部から少なくとも紀伊半島東部までの太平洋沿岸を襲った（羽鳥,1980；図7-1。紀伊半島東部沿岸より東については、23日の地震による津波と区別が困難。）。
四国の太平洋沿岸及び潮岬付近以西の紀伊半島沿岸では、津波の高さは４～７mに達し（図7-1）、
場所により11m程度にまで達したと推定されている（地震調査委員会,1999*6）。震度５弱相当以*1*2「東南海地震」という用語については、評価本文の脚注参照。
「津波の高さ」は、器械による潮位観測による場合は、平常潮位から津波の山までの高さを示すことが多い。しかし、この報告書に示した値は、一部を除いて器械による観測結果ではなく、かつ古文書の記述に基づく解釈をそのまま採用していることから、
概ね次の値のどちらかである：①津波の陸域奥への遡上した高さ、②浸水した高さ（平常潮位から津波の山までの高さに概ね該当する。）。
*3 現在の震度階級（気象庁,1996）の震度５強又は５弱は、1944年頃及び1946年頃の震度階級の震度５に相当する。同様にして、現在の震度７、震度６強又は震度６弱は、この頃の震度６に相当する。
*4 1946年の地震については、相田(1981b)は津波の記録を、Ando(1982)は地殻変動及び津波の記録を、Kato(1983)、Yabuki & Matsu'ura(1992)及びSagiya & Thatcher(1999)は地殻変動を、Cummins & Kaneda(2000)は分岐断層を考慮して津波の記録を、並びにTanioka & Satake(2001a)は津波の波形を、それぞれ用いて震源モデルを作成。1944年の地震については、相田(1979)は津波の記録を、
Ishibashi(1981)は地殻変動を、Satake(1993)は地殻変動及び津波の記録を、Ichinose et al.(2001)及び菊地・山中(2001)は地震
波形を、Tanioka & Satake(2001b)は津波の波形を、それぞれ用いて震源モデルを作成。
*5 少なくとも江戸時代以前の地震については、震度は、被害状況から推定したその場所の震度を示す。
*6 地震調査委員会(1999)は、津波の高さのデータとして、宇佐美(1996)を引用している。宇佐美(1996)では、「津波の高さ」を「波高」と記述しており、場所によって15m あったとしている。

11

上になったと推定されている範囲は、九州の多くの地域、中国・四国地方、近畿地方の一部、及び紀伊半島であり、震度６強又は６弱相当となったと推定されている範囲は、四国の多くの地域、
近畿・中国地方の一部、及び紀伊半島西部沿岸の一部である（宇佐美,1989；図6-1）。
これらの地震は、上述の津波の襲来状況及び震度分布、津波の記録に基づいて推定された震源*1域及び震源モデル （図4-4-2）、並びに推定されたＭ（宇津,1999）により、23日の地震は東南海地震（安政東海地震）、24日の地震は南海地震（安政南海地震）であると同定し、前者では領域Ｚもほぼ全域が震源域となったと考えた。
以下の南海地震の同定において、昭和南海地震における津波の記録や震度分布に加えて、安政南海地震のものも目安とすることにした。
なお、1854年の南海地震は、1946年のものに比べ、四国及び紀伊半島での津波の高さが高かったことから、津波が襲来した範囲は図7-1に示されたものより広かった可能性があると考えられる。

1707年の地震(宝永地震)
1707年10月28日に地震があった。
この地震では、津波は潮岬以西では安政南海地震と概ね同様であり、潮岬から渥美半島（愛知県）までの範囲では、その高さの分布は昭和東南海地震と概ね同様である。四国から伊豆半島では、津波の高さは５m以上に達し、紀伊半島の尾鷲市（三重県）の周辺では８～10mに達するところもあったと推定されている（羽鳥,1980；図7-3、宇佐美,1996）。また、足摺岬以西で安政南海地震より津波の高さが大きい（例えば、村上他,1998）という特徴がある。震度５弱相当以上になったと推定されている範囲は、潮岬以西では概ね安政南海地震と同様であり、潮岬から浜名湖までの範囲では概ね昭和東南海地震と同様である。また、震度６強から６弱相当になったと推定されている範囲は九州東部から駿河湾沿岸域までであり(図6-3)、場所によっては震度７相当になった可能性もあるとされている(宇佐美他,1986；宇佐美・大和探査技術株式会社,1994）。
この地震は、上述の津波の襲来状況及び震度分布、津波の記録に基づいて推定された震源域及び震源モデル*2（図4-4-1）、並びに推定されたＭ（宇津,1999）により、南海地震と東南海地震が同時に発生した地震（宝永地震）と同定し、前者では足摺岬沖以西も震源域となった可能性が高く、後者では領域Ｚも少なくともその一部は震源域となった可能性が高いと考えた。

1605年の地震(慶長地震)
1605年2月3日に地震があった。
この地震では、津波は四国から東海の太平洋沿岸を襲い、室戸岬周辺や浜名湖周辺で高かった(阿部,1999)。萩原(1995)により示された津波の分布データ（図7-3）に基づけば、津波の高さの分布は潮岬以西では安政南海地震と概ね同様であり、潮岬から渥美半島（愛知県）までの範囲ではデータは少ないものの、志摩半島周辺では昭和東南海地震と概ね同様であると推定される（図7-1、図7-2）。室戸岬周辺では、津波の高さは10mに達するところもあったとされている。また、
九州南部にも津波が来た可能性もあるとされている。しかし、震害の記録は見当たらないとされている（例えば、萩原,1995；宇佐美,1996）ことから、震度５弱相当以上となった地域の分布は、局地的なものに止まったものと考えられた。その被害の伝承はある（宇佐美・大和探査技術株式会社,1994）ものの、その信頼性は低いという指摘もある（石橋,1983）。
この地震は、上述の津波の襲来状況及び震害がなかった可能性が高いこと、津波の記録に基づいて推定された震源域及び震源モデル*3（図4-4-1）、並びに推定されたＭ（宇津,1999）により、津波地震(宇佐美,1996）であり、かつ南海地震と東南海地震が同時に発生した地震（慶長地震）と同定し、領域Ｚもその一部が震源域となったと考えた。

1498年の地震(明応東海地震)
1498年9月20日（グレゴリオ暦；ユリウス暦では9月11日）に地震があった。
この地震では、津波は紀伊半島から房総半島（千葉県）の沿岸を襲い、志摩半島や浜名湖周辺で高かった(阿部,1999)。また、飯田(1981)に示されている津波の分布データ（図7-3）に基づけ
ば、データ数は少ないものの、津波の高さの分布は尾鷲から渥美半島までの範囲では昭和東南海地震と同程度のものであったと推定される。震度分布は、潮岬から浜名湖までの範囲では概ね昭
和東南海地震と同様である（宇佐美・大和探査技術株式会社,1994；図6-3）。但し、津波の記録が尾鷲より西についてはなく(相田,1981a)、その襲来の有無は判断できない。
この地震は、上述の津波の襲来分布及び震度分布、津波の記録に基づいて推定された震源域及*1

1854年12月24日の地震については、Ando(1975)は地殻変動及び津波の記録を、相田(1981b)は津波の記録を、それぞれ用いて震源モデルを作成。23日の地震については、Ando(1975)は地殻変動及び津波の記録を、Ishibashi(1981)は地殻変動の記録を、それぞれ用いて震源モデルを作成。
*2 1707年の地震については、Ando(1975)は地殻変動及び津波の記録を、相田(1981a,1981b)は津波の記録を、それぞれ用いて震源モデルを作成。
*3 1605年の地震については、相田(1981a)は津波の記録を用いて震源モデルを作成。震源域として、遠州灘～伊豆半島沖を推定している。一方、宇佐美(1996)及び渡辺(1998)は、四国沖～紀伊半島沖を震源域とする地震と遠州灘～駿河灘を震源域とする地震の2つが発生したと考えられるとしている。

12

び震源モデル*1（図4-4-1）、並びに推定されたＭ（宇津,1999）により、東南海地震であると同定し、領域Ｚもその一部が震源域となったと考えた（明応東海地震）。なお、1498年頃に、時期が特定できないものの、南海地震の発生の可能性（寒川,1997）が高いと判断した。

684年から1498年までの地震*2

684年11月29日（11月26日) 、887年8月26日（8月22日）、1096年12月17日（12月11日）及び10
99年2月22日（2月16日）、1360年11月22日（11月14日）及び1361年8月3日（7月26日）に、それ
ぞれ南海地震又は東南海地震の可能性があったとの研究成果が発表されている。
これらの地震は、南海地震又は東南海地震の可能性があると判断した。但し、1360年11月22日(11月14日)の地震はＭ７クラスでなく、また1361年８月１日(７月24日)前後に発生している地震（発生月日不明）が東南海地震（正平東海地震）であるとの指摘（石橋・佐竹,1998）もあり、この頃に東南海地震があった可能性は高いものの、1360年11月22日(11月14日)の地震は別の地震である可能性もあると判断した。
なお、当該期間において、これらの地震以外に、南海地震又は東南海地震が発生していないか
は史料が十分でないことから検討はしなかった。

イ

地殻変動の現状

過去の水準測量のデータ（図8-1）及びGPSの鉛直変動のデータ（図8-2）から、南海トラフ周辺域における地殻変動は引き続き、室戸岬周辺で沈降が大きくその周辺部分で小さいなど、コサイスミック
な変動とは逆の変動を示している。また、GPSによる広域水平変動図（図8-3）など地殻変動のデータに基づくバックスリップに関する研究成果を踏まえると、南海トラフにおける地震の震源域付近のプレート間は強い結合力を示していると考えられる。

ウ

地震活動の現状エ

プレート運動との整合性

昭和東南海地震及び昭和南海地震の余震活動は、これまでの震源域での、余震活動の推移及び現在の地震発生の状況（図９）から、既に通常時に発生している地震活動のレベルよりも低下している（余震活動が収束している）と考えられる。

この報告書では時間予測モデルが適用可能とした。時間予測モデルに適用することにしたデータとして、地殻変動・津波データに基づく地震時の震源断層面（プレート境界面）での推定平均ずれ量（Ando,1975；表7-1、表7-2）がある。このデータを時間予測モデルに適用すると、長期的な断層のずれ速度は、年間４～８cm*3となる。この平均的なずれの量は、年間約５cm（瀬野,1995*4）～７cm（Miyazaki & Heki,2001）というプレートの相対運動速度と概ね等しく、これより有意に大きいということはない。この地域のプレート間の結合の程度を示す係数が1.0に近い値である可能性がある（例
えば、西村他1999）ことを考慮すると、ずれの量と発生間隔は、プレート運動速度と矛盾していないと考えられる。

(2-2)次の地震について
ア 地震の規模想定される地震の規模については、1498年の東南海地震（明応東海地震）以降に発生した地震のマ
グニチュード（表２）及び図３に示した想定震源域の拡がりから次のようにして判断した。
南海地震については、過去の地震のＭが8.0～8.4、Ｍt又はＭwが8.1～8.5となっている。また、想定震源域の拡がりに経験則（宇津,2001*5。以下同様。）を適用するとＭ8.4～8.5となる。これらを総合して、将来の南海地震はＭ8.4前後となると判断した。
東南海地震については、過去の地震のＭが7.9～8.4、Ｍt又はＭwが8.1～8.5となっているが、1498年の地震（明応東海地震）及び1854年の地震（安政東海地震）はＺ領域のほぼ全域又は一部に震源域が拡がっていると推定されたことを踏まえ、Ｍt及びＭwは8.3までには至らないと考えられた。また、

*1
*2
*3

1498年の地震については、相田(1981a)は津波の記録を用いて震源モデルを作成。
グレゴリオ暦。括弧内はユリウス暦（早川・小山,1997）。以下同様。
南海地震についての速度は、年間約7cm(=6m/92.0年)～8cm(=12m/147.2年)。東南海地震についての速度は、年間約4cm(=4m/89.9
年)～5cm(=8m/147.2年)。
*4 瀬野(1995)は、フィリピン海プレートと陸のプレートの相対運動速度の推定に、キャロラインプレートの運動に係わるデータを拘束条件として利用しているものの、南海トラフの地震の発生時の平均的なずれの量を用いている。このため、瀬野(1995)の推定
結果は、必ずしも長期的な断層のずれ速度と独立に求められているものではないことに注意が必要。
2*5 余震域面積・断層面積S（km ）と浅い地震のMとの関係を示す経験式としてlogS=1.0M-3.9（宇津・関,1955）及びlogS=M-4（宇津,2001）がある。

13想定震源域の拡がりに経験則を適用するとＭ8.0～8.1となる。これらから将来の東南海地震はＭ8.1前
後となると判断した。
南海地震と東南海地震とが同時に発生した場合については、過去の地震のＭが7.9～8.6であり、Ｍt
又はＭwが8.2～8.4となっている。また、上に推定した南海地震及び東南海地震のＭから地震モーメン
トをそれぞれ推定し、それらを足し合わせ、Ｍを求めると8.5前後となる。さらに、南海地震と東南海地震の両者の想定震源域の拡がりを足し合わせ、それに経験則を適用するとＭ8.5～8.6となる。これらから、Ｍ8.5前後となる可能性が高いと判断した。

イ

長期的地震発生確率

南海地震については、史料に残されたイベントが多く、かつ過去の地震に伴う信頼性が高い地殻変動のデータ(室戸半島先端の室津港の潮位観測データ)が３回分把握できていることもあり、長期的地
震発生確率の検討に際して、時間予測モデル（例えば、地震調査委員会,2001）が適用可能と判断した。
また、東南海地震については、その発生時期の南海地震のそれとの関係を考慮しつつ、南海地震と同様に時間予測モデルを用いて同確率を検討することとした。

（時間予測モデル）
時間予測モデルとは、地震直前の応力レベルが一定である、すなわち断層の破壊強度が時間によらず一定というモデルである。よって、発生した地震の規模やその地震に伴う地殻変動量などがわかれば、その地震によって低下した応力レベルに比例する量（以下「低下応力比例量」という。地震時の震源断層面上でのずれ量に該当する。）が推定でき、この量を別途推定した長期的な断層ずれ速度（以下「長期的ずれ速度」という。）で割る（時間予測モデルを適用する）ことによって次の地震の時期を推定することが可能となる。
低下応力比例量としては、南海地震及び東南海地震については、地震時隆起量（室津港の潮位観測*1
データ；Shimazaki & Nakata,1980が適用。）、震源断層長 （Ando,1975；相田,1979,1981a,1981b）、
地殻変動・津波データに基づく震源モデルからの推定ずれ量（Ando,1975）、津波遡上高（阿部,1999）、及び津波データに基づく震源モデルからの推定ずれ量（相田,1981a,1981b）が、適用可能である。なお、各種マグニチュードから推定したずれ比例量（Kumagai,1996のＭ k*2、阿部,1999のＭ t）、
並びに地震モーメント及びそれの平方根・三乗根も考えられたが、これらの値と推定ずれ量との関係
は地域毎に適用可能なものが異なっている可能性もあり、これらによる予測結果はここでは参照するに留めた。
長期的なずれ速度としては、南海地震については、1854年の安政南海地震における低下応力比例量を1946年の昭和南海地震までの経過時間92.0年で割って求まる値が適用可能であり、東南海地震についても、同様に、1854年の安政東海地震及び1944年の昭和東南海地震のデータから求まる値が適用可能である。なお、1707年の宝永地震及び1854年の安政南海地震のデータ、並びに1707年の宝永地震及び安政東海地震のデータから求まる値も、長期的なずれ速度として適用が考えられるが、一般的に古い地震ほど低下応力比例量の推定精度が低いと考えられ、利用しないこととした。同様にして、宝永地震から昭和南海地震・昭和東南海地震までの一連のデータから求まる長期的なずれ速度についても利用しないこととした。

（昭和南海地震・昭和東南海地震から次回までの標準的な発生間隔）
低下応力比例量及び長期的なずれ速度による次の地震の予測結果を、南海地震について表7-1、東南海地震について表7-2に、それぞれまとめた。これらの表では、各種の低下応力比例量のデータのうち利用するものを選択するため、1707年及び1854年の地震の発生時期、並びにこれらの時の低下応力比
例量のデータを用いて、1944年・1946年の地震の発生時期の予測を行い（地震調査委員会,2001の2.23
式を利用*3）、実際の発生時と比較するという方法（島崎,2001）により、各種の低下応力比例量のデータの信頼性の目安を得ることとした。この方法では、低下応力比例量の推定精度が低いと考えられた古い地震のデータを用いていることを踏まえ、利用するデータの予測誤差の範囲は大きめとして30.0年未満とすることにした。
南海地震については、1946年の地震を30.0年未満の誤差で予測できた項目として、地震時隆起量(+6.1年)、震源断層長(-8.7～-20.2年)、及び地殻変動・津波データに基づく推定ずれ量(-18.4年)がある。これらの項目は相互に独立であり、各データが信頼できるものと評価した上で、その平均をと*1

震源断層長については、それが地震時における震源断層面の平均ずれ量との比例関係があるというスケーリング則が南海トラフに発生する地震にもほぼ成り立っているという考え（Scholz,1990)もあり、適用することとした。適用の検討の際、宝永地震については、地殻変動及び津波の記録から南海地震に該当する地震と東南海地震に該当する地震が一つの地震として発生したと考えられる断層面上のずれが推定されている（Ando,1975）ことも参照した。
*2 Mkとは河角マグニチュードのことで、震央距離100kmにおける震度を利用した地震の規模の指標。
*3 次の南海地震の発生までの時間の予想の場合では、tlast=1947.0年、tpenult=1855.0年、Ulast=1946年の低下応力比例量、Upenult=1854年の低下応力比例量となる。低下応力比例量として地震時隆起量を利用する場合には、次のようになる。
Tt.p.=（1947.0年-1855.0年）×1.15m/1.2m ≒88.2年
となる。

14

って時間予測モデルのデータとして利用することとした。このうち、震源断層長については誤差がより小さいAndo(1975)のデータを用いた。平均化に当たっては、1946年の南海地震の予測における誤差で重み付けをした。この結果、1946年から次回までの発生間隔として90.1年が求まり、これを1946年
から次回までの標準的な発生間隔とした。以上のように、南海地震については、信頼性が高い潮位データがあるとともに、予測誤差が比較的小さかったものとして、潮位データ以外に地殻変動・津波データに基づく推定ずれ量と震源断層長があり、合計３種類のデータがあり、時間予測モデルを用いる
ことが適当であると判断した。また、誤差としては、低下応力比例量のデータについて、潮位データは一般的に0.2m 程度（約17%）、震源断層長は50km 程度(約17%)、推定ずれ量については0.5m 程度(約8%)がそれぞれ見込まれた。しかし、ここでは相互に独立である３種類のデータからの時間予測の推定結果を重み付け平均したことから、推定結果の誤差は８～17%よりは小さくなっていると考えた。
長期的なずれ速度については、低下応力比例量のデータの精度に依存していることからここではその誤差は検討しなかった。なお、近畿地方北部の地震活動の時間変化のパターンを利用して、次の南海地震までの間隔を推定した研究(Hori & Oike,1996)がある。それによると89～90年(次の発生時期が2036～2037年）と推定されており、この値はここで推定した値に近いものである。
東南海地震については、予測誤差が比較的小さかったものとして、震源断層長(-26.5年)及び地殻変
動・津波データに基づく推定ずれ量(-16.3年)の２種類がある。これらは独立であり、各データが信頼できるものと評価した上で、その平均をとって時間予測モデルのデータとして利用することとした。
平均化に当たっては、1944年の東南海地震の予測における誤差で重み付けをした。この結果、1944年
から次回までの発生間隔として86.4年が求まり、これを1944年から次回までの標準的な活動間隔とした。しかし、東南海地震については、信頼性が高い潮位データはなく、利用したデータの種類も２種類であった。このため、時間予測モデルによる結果は東南海地震については信頼性が低いと判断した。

（長期的な地震発生確率）
長期的な地震発生確率は、地震調査委員会(2001)に示された方法を適用した。
この計算におけるばらつきの値αは次のようにして求めた。更新過程においてBPT分布モデルを適用する場合には、AIC*1を最小にする値は南海地震0.202、東南海地震0.182である。時間予測モデルにおいては一般的にこれより小さい値を用いるべきである（地震調査委員会,2001)。また、陸域の活断層に対して求めた共通の値は0.24(地震調査委員会,2001)である。さらに、時間予測モデルの適用に際して用いたデータは最大で17%の誤差が推定されており、αについて誤差として最大で0.17が想定される。
一方、繰り返し間隔のデータが少ない場合には、偶々揃っているように見える場合があるとの指摘(宇津,1994)があり、そのような場合に最尤法でばらつきを推定すると小さく求められる点についても問題点が指摘されている(Ogata,1999)。以上のことから、時間予測モデルを用いた場合のαは、原理的には更新過程に適用するBPT分布モデルのαより小さい値とするべきであるが、データ数が少ない点を考慮すれば、むしろ大きめの値とすべきと判断した。このため、陸域の活断層のデータから得られたαの値も考慮して、時間予測モデルにはαとして0.20～0.24(南海地震)及び0.18～0.24(東南海地震)
を用いることとした。
上記の手法による計算の結果は表4-1及び表4-2に示した。また、今後30年以内及び今後10年以内に、次の南海地震が発生する確率や次の東南海地震が発生する確率の時間推移は、南海地震については図10-1-1及び図10-1-2に、東南海地震については図10-2-1及び図10-2-2に示したとおりになる。これらによると、今後10年以内に発生する確率は、現時点では比較的小さいものの、これから年々高まっていくことになる。

（補足：更新過程との関係）
今回の評価では、更新過程を用いなかった。時間予測モデルは、次の地震までの間隔を、統計的な平均量ではなく、物理的な解釈を導入して一回毎のばらつきを取り込んで次の地震までの間隔を推定する。このため、これが利用可能であれば、更新過程を用いるより推定誤差について、格段の改善が図りうることになる。南海地震については、既に述べたように時間予測モデルが利用できると判断でき、今回利用することにした。なお、更新過程を適用した場合には、時間予測モデルより、次の地震までの推定間隔はばらつきを含んで大きなものとなり、結果として、時間予測モデルの場合に比べ、確率の時間的な上昇は緩やかとなり、かつ確率の値は小さなものになる。

３

参考事項

（南海トラフ沿いの大地震発生の前後における、近畿圏及び中部圏の地震発生の活発化の可能性）*2
近畿圏及び中部圏 の地殻内では、南海トラフ沿いでの大地震の前後に地震活動が活発化した次の*3
ような事実がある。Ｍ７程度以上の地震は、1860～1900年の約40年間では２回 であったものが、昭和*1*2

AIC(Akaike Information Criterion;赤池情報量基準)については、地震調査委員会(2001)p.23の脚注参照。
ここでは、近畿圏及び中部圏としては、西南日本内帯を指し、九州、四国及び本州のうち糸魚川－静岡構造線以西で中央構造線
以北の領域がこの領域に該当する（Hori&Oike,1996；活断層研究会,1991）。但し、本州についてだけを指すこともある（新版地学事典,1996）。
*3 1872年Ｍ7.1浜田地震及び1891年Ｍ8.0濃尾地震。

15

東南海地震及び昭和南海地震の直前約40年間(1900～1943年)に３回*1であった。また、Ｍ７程度以上の地震は、1854年の安政東海地震及び安政南海地震の直後６年間に４回*2、1944～1946年の昭和東南海地
震及び昭和南海地震の後６年間に２回*3であった。
また、過去の南海トラフ沿いの大地震の前（例えば30年間や50年間）と直後（例えば９年間や10年間）に、西南日本（概ね糸魚川－静岡構造線より西）で大きめの地震又は被害地震が増加しているという研究（例えば、Utsu,1974；Shimazaki,1976；Seno,1979；Mogi,1981；Hori & Oike,1996）がある。
さらに、京都府とその周辺における有感地震回数が、同様の傾向を示しているという研究(尾池,1996)もある。

*1
*2
*3

1909年Ｍ6.8江濃(ごうのう)地震(姉川地震ともいう。)、1927年Ｍ7.3北丹後地震、及び1943年Ｍ7.2鳥取地震。
1854年Ｍ7.4伊予西部の地震、1855年Ｍ6.8飛騨白川・金沢の地震、1857年Ｍ7.3伊予・安芸の地震、及び1858年Ｍ7.1飛越地震。
1945年Ｍ6.8三河地震及び1948年Ｍ7.1福井地震。

16

表５ 南海トラフ地震の系列の同定に関する調査研究の概要
684年11月29日(*4)[2](*1)：領域Ｘを中心として地震発生。

（684年11月26日）[8](*2)：領域Ｘを中心として地震発生。
[9]：川辺遺跡(論文中15番)に地震跡有り。さらに、東南海地震領域に対応する形で、田所遺跡(論文中2１番)、坂尻遺跡(論文中24番)、川合遺跡（論文中27番)に地震跡有り（７世紀後半のものに対応）。
[12]：土佐その他南海・東海・西海諸道。Ｍ≒8 1/4。
[14](*3)：領域Ｘの東半分を中心とし、領域Ｙの西半分の西側にかけて地震発生。Ｍ＝8.3。
[15]：南海道沖。Ｍ≒8 1/4。

887年8月26日(*4)[2](*1)：領域Ｘ、領域Ｙ及び領域Ｚの範囲で地震発生。

（887年8月22日）[7]：南海地震と東海地震がほぼ同時に発生した可能性が高い。
[8](*2)：領域Ｘを中心として地震発生。
[9]：地蔵越遺跡(論文中20番)に地震跡有り。
[12]：五畿七道。Ｍ8.0～8.5。
[14](*3)：領域Ｘの東半分及び領域Ｙの西半分に地震発生。Ｍ＝8.3。
[15]：紀伊半島沖。Ｍ8.0～8.5。

10世紀後半[8]：南海トラフの地震が液状化を起こしたかは断定できない。
[9]：箸尾遺跡(論文中14番)に地震跡有り。

1096年12月17日(*4)[2](*1)：領域Ｙを中心として地震発生。

（1096年12月11日）[8](*2)：領域Ｙを中心として地震発生。
[12]：畿内・東海道。Ｍ＝8.0～8.5。
[14](*3)：領域Ｙに地震発生。Ｍ＝8.3。
[15]：遠州灘。Ｍ8.0～8.5。

1099年2月22日(*4)[2](*1)：領域Ｘを中心として地震発生。

（1099年2月16日）[7]：南海地震であると思われるものの問題多し。
[8](*2)：領域Ｘを中心として地震発生。
[12]：南海道・畿内。Ｍ＝8.0～8.3。
[14](*3)：領域Ｘの東半分に地震発生。Ｍ＝8.2。

1185年8月13日(*4)（1185年8月6日）[10]：「平家物語」「方丈記」等における記載よりこの地震が広域的に影響を及ぼす南海地震
である可能性を示唆。
[12]：近江・山城・大和。Ｍ≒7.4。震害の中心を一応の震央とする。

13世紀前半[6]：1233年の地震は同時期の資料に記述がないので存在しない。
[8]：南海トラフの地震が液状化を起こしたかは断定できない。
[9]：石津太神社遺跡(論文中12番)と藤波遺跡(論文中13番)に地震跡有り。
[12]：1233年3月24日に諸国で大地震・大風大雨有り。ただ、本当の被害の原因など真偽は不明。
[14]：1200年代に地震が発生した可能性にはふれているが、場所などについては示していな
い。

1360年11月22日(*4)[2](*1)：領域Ｙの西半分を中心として地震発生。

（1360年11月14日）[8]：東海地震と認めることには否定的。Ｍ７クラスでない。
[9]：門間沼遺跡(論文中19番)と上土遺跡(論文中26番)に地震跡有り（14世紀後半のものに対応）。
[12]：紀伊・摂津。Ｍ＝7.5～8.0。ただ「愚管記」に地震記事なく疑わしい。
[14](*3)：領域Ｙに1360年頃に地震発生の可能性有り。Ｍ＝7.8。

1361年8月1日(*4)[8](*2)：この時期前後の地震が正平東海地震の可能性。

（1361年7月24日）[12]：畿内諸国。1361年８月３日(7月26日)の地震の前震の可能性を示唆。規模などは不明。

1361年8月3日(*4)[2](*1)：領域Ｘを中心として地震発生。

（1361年7月26日）[8](*2)：領域Ｘを中心として地震発生。
[9]：中島田遺跡(論文中７番)と黒谷川宮ノ前(論文中８番)に地震跡有り。
[12]：畿内・土佐・阿波。Ｍ＝8 1/4～8.5。
[14](*3)：領域Ｘの東半分を中心として地震発生。Ｍ＝8.4。

17

[15]：紀伊半島沖。Ｍ＝8 1/4～8.5。
1403年(*4)[12]：紀伊。Ｍ≧7.0。津波を伴う。詳細不明。
[14]：表中にのみ可能性を示唆。紀伊で起こったと思われるも存在しない可能性もあり。Ｍ＝7.0。

1408年1月21日(*4)（1408年1月12日）[12]：紀伊・伊勢。Ｍ＝7.0～8.0。熊野で被害あり。また、伊勢・鎌倉に津波があったようである。
[14]：紀伊・伊勢。表中にのみ可能性を示唆。Ｍ＝7.5。
[15]：熊野灘。Ｍ＝7クラス。

1498年7月9日(*4)[8]：この地震を明応南海地震と結論するためには更なる作業が必要。

（1498年6月30日）[9]：アゾノ遺跡(論文中１番)、船戸遺跡(論文中２番)、宮ノ前（論文中３番)、古城(論文中６番)、中島田(論文中７番)に地震跡有り（15世紀後半のものに対応）。
[11]：中国上海の津波記録により南海地震と認定。
[12]：日向灘。Ｍ＝7.0～7.5。同日、畿内で地震があるが被害はなし。九州と伊予で山崩れ等の被害有りとの記述。
[14](*3)：史料が少なく確証ない。Ｍ＝7.5。
[15]：南海道沖。西日本で信頼できる記事が少ないので震央を決めることは難しいが、波源
域は1946年の南海地震と類似。

1498年9月20日(*4)[2](*1)：領域Ｙで地震発生。

（1498年9月11日）[8](*2)：領域Ｙ及び領域Ｚの範囲で地震発生。
[9]：東寺廃寺遺跡(論文中18番)に地震跡有り。
[12]：東海道全般。Ｍ＝8.2～8.4。波源域は伊豆沖～紀伊沖としておく。震源が南海地域に及ぶかは不明。
[14](*3)：領域Ｙを中心として地震が発生。Ｍ＝8.3。
[15]：遠州灘。Ｍ8.2～8.4。明応地震。津波は紀伊から房総の海岸を襲った。

1520年4月4日(*4)[8]：フィリピン海スラブ内の地震の疑いあり。

（1520年3月25日）[12]：紀伊・京都。Ｍ＝7.0～7 3/4 熊野で震害及び津波あり。
[14]：京都・紀伊。表中にのみ可能性を示唆。暴風雨と高潮による可能性も示唆。Ｍ＝7.4。
[15]：熊野灘。Ｍ＝7クラス。

1605年2月3日[2](*1)：領域Ｘで地震発生。
[8](*2)：地震動災害がほとんどなく大規模な津波を生じた。領域Ｘ及び領域Ｙの範囲で地震発生。
[9]：黒谷川古城(論文中５番)に地震跡有り。ただし、これは内陸地震による可能性がある。
[12]：東海・南海・西海諸道。Ｍ＝7.9。2つの地震が発生したものと考えられる。
[14](*3)：領域Ｘの東半分及び領域Ｙを中心として地震が発生 Ｍ＝7.9。
[15]：室戸岬沖(Ｍ＝7.9)と東海沖(Ｍ＜7.9)が同時発生したと考えられる。

1707年10月28日[2](*1)：領域Ｘ及び領域Ｙの領域に地震発生。
[8](*2)：領域Ｘ、領域Ｙ及び領域Ｚの範囲で地震あり。
[9]：小坂邸跡遺跡(論文中10番)と池島福万寺(論文中11番)に地震跡有り。
[12]：五畿七道。Ｍ＝8.4。宝永地震。1854年のものと類似しているため、２つの地震が同時発生したと考えるのが普通だが確証はなし。
[14](*3)：領域Ｘの西隣～領域Ｙの範囲で地震発生。Ｍ＝8.6。
[15]：紀伊半島沖。Ｍ＝8.4。宝永地震津波。1854年のものと類似していることから、遠州灘の地震と２つ同時に発生した可能性も有り。

1707年10月29日[14]：駿河・甲斐。表中のみ存在を指摘。但し余震の可能性示唆。Ｍ＝7.0。

1854年12月23日～12月24日[2](*1)：領域Ｙを中心とする領域で発生した地震に続き、領域Ｘを中心として発生。
[8](*2)：領域Ｙ及び領域Ｚの範囲で地震が発生し、それに引き続き、領域Ｘの範囲で発生。
[9]：神宅遺跡(論文中４番)に地震跡有り。
[12]：東海・東山・南海諸国。Ｍ＝8.4。安政東海地震。それに引き続き畿内・東海・東山・
北陸・南海・山陰・山陽道。Ｍ＝8.4。安政南海地震が32時間後に発生。
[14](*3)：領域Ｙ及び領域Ｚで発生した３２時間後に領域Ｘで地震発生。ともにＭ＝8.4。
[15]：遠州灘。Ｍ＝8.4。安政東海地震。それに引き続く形で32時間後に紀伊半島沖。
Ｍ＝8.4。安政南海地震津波が発生。

18

1855年11月7日[12]：遠州灘。Ｍ7.0～7.5 前年の東海沖地震の最大余震。
[14]：尾張・遠江。表中のみで存在を指摘。但し、余震の可能性を示唆。Ｍ＝7.3。
[15]：遠州灘。Ｍ7.0～7.5。安政東海地震の最大余震。

1944年12月7日[2](*1)：領域Ｙの西半分で地震発生。
[8](*2)：領域Ｙで地震発生。
[9]：東寺廃寺遺跡(論文中18番)に地震跡有り。
[12]：被害は静岡・愛知・岐阜・三重の各県に多く、滋賀・奈良・和歌山・大阪・兵庫の各県にも小被害があった。Ｍ＝7.9。東南海地震。
[14](*3)：領域Ｙで地震発生。Ｍ＝7.9。
[15]：熊野灘。Ｍ＝7.9。東南海地震津波。

1946年12月21日[2](*1)：領域Ｘで地震発生。
[8](*2)：領域Ｘで地震発生。
[9]：宮ノ前遺跡(論文中３番)に地震跡有り。
[12]：被害は中部地方から九州にまで及んだ。Ｍ＝8.0。南海地震。
[14](*3)：領域Ｘで地震発生。Ｍ＝8.0。
[15]：紀伊半島沖。Ｍ＝8.0。南海地震津波。

注(*1)[2]の図の領域区分では、Ａ領域は足摺岬沖～室戸岬沖、Ｂ領域は室戸岬沖～潮岬沖、Ｃ領域は潮岬沖～大王岬沖、Ｄ領
域は大王岬沖～御前崎沖におおよそ対応している。この表５では、評価文で用いている領域名に置き換えて示した。
(*2)[8]の図の領域区分では、Ａ領域は足摺岬沖～室戸岬沖、Ｂ領域は室戸岬沖～潮岬沖、Ｃ領域は潮岬沖～大王岬沖、Ｄ領
域は大王岬沖～浜名湖沖、Ｅ領域は浜名湖沖～富士川河口におおよそ対応している（[5]による区分）。この表５では、評価文で用いている領域名に置き換えて示した。
(*3)[14]の表の区分では、Ｚ領域は足摺岬沖以西、Ａ領域は足摺岬沖～室戸岬沖、Ｂ領域は室戸岬沖～潮岬沖、Ｃ領域は潮岬
沖～大王岬沖、Ｄ領域は大王岬沖～御前崎沖、Ｅ領域は御前崎以東におおよそ対応している（[13]を改訂した区分）。この表５では、評価文で用いている領域名に置き換えて示した。
(*4):天正十年九月十八日［1582年10月4日］まではユリウス暦で表現し、その翌日の天正十年九月十九日［1582年10月15日］
以降は現行のグレゴリオ暦で表現することが推奨されている[4]。ここでは発生年の間隔を計算する上での便宜を考えて、グレゴリオ暦で示したものの、ユリウス暦による月日を括弧に入れて示した。
参考文献[1]阿部勝征(1999)：遡上高を用いた津波マグニチュードMtの決定－歴史津波への応用－，地震第２輯，52，369­377.
[2]Ando, M.(1975): Source mechanisms and tectonic significance of historical earthquakes along the Nankai trough, J
apan. Tectonophysics, 27, 119-140.
[3]地震調査委員会長期評価部会(1999)：「（改訂試案）長期的な地震発生確率評価手法について」，74pp.
[4]早川由起夫・小山真人(1997)：1582年以前の火山噴火の日付をいかに記述するか－グレゴリオ暦かユリウス暦か？，地学雑誌，106，102-104.
[5]石橋克彦(1994)：『大地動乱の時代』，岩波新書, 234pp.
[6]石橋克彦(1998)：実在しない天福元年二月五日(ユリウス歴1233年３月17日)の南海巨大地震，地震第２輯，51，335-338.
[7]石橋克彦(1999)：文献資料からみた東海・南海巨大地震－１．14世紀前半までのまとめ－，地学雑誌，108，399-423.
[8]石橋克彦・佐竹健治(1998)：古地震研究に見るプレート境界巨大地震の長期予測の問題点，地震第２輯，50別冊，1-21.
[9]寒川 旭(1997)：『揺れる大地 日本列島の地震史』，同朋堂出版，42-44.
[10]都司嘉宣(1999)：『平家物語』および『方丈記』に現れた地震津波の記載，建築雑誌, 114,No.1446, 46-49.
[11]都司嘉宣・上田和枝(1997)：明応(1498)南海地震の存在とその日付について，地球惑星科学関連学会1997年合同大会講演予稿集，169.
[12]宇佐美龍夫(1996)：『新編日本被害地震総覧』，434pp，東京大学出版会.
[13]宇津徳治(1977)：『地震学』，共立出版，286pp.
[14]宇津徳治(1999)：『地震活動総説』，東京大学出版会，876pp.
[15]渡辺偉夫(1998)：『日本被害津波総覧（第２版）』，東京大学出版会，238pp.

19

表６

南海トラフに発生する地震の系列の同定に関する文献での評価結果等
文献における判断

西暦年月日
（*20)

[3]
Ⅰ

684/11/29(684/11/26)
887/08/26(887/08/22)
10c後半
1096/12/17(1096/12/11)
1099/02/22(1099/02/16)
1185/08/13(1185/08/06)
13世紀前半1360/11/22(1360/11/14)
1361/08/01(1361/07/24)
1361/08/03(1361/07/26)

Ⅱ

[2]

[8]

[9]

[15]

○

領域Ｘの東半分及び領域Ｙ
の西半分

○

○

8.3

○

領域Ｘの東半分及び領域Ｙ
の西半分

○

○

8.3

○

南海地震

○

○

領域Ｘ

領域Ｘ

○

○

領域Ｘ,領域Ｙ

領域Ｘ(*2)
△（*3）

○

○

領域Ｙ

○

領域Ｙ

領域Ｘ

領域Ｘ(*4)○

領域Ｘの東半分○△(*25）△(*11)△(*8)△(*11)

1403△(*23)△(*11)

1408/01/21(1408/01/12)△(*23)△(*11)△(*15)

×

領域Ｘ○△(*26)

○

○

7.8

8.4
7.0
7.5

△(*22)

1498
1498/07/09(1498/06/30)
1498/09/20(1498/09/11)
1520/04/04(1520/03/25)

8.2△(*18)
領域Ｘの東半分

領域Ｘ

8.3○(*14)

△(*8)

○

○

東南海地震

○(*5)
△(*18)

○

南海地震

○
○

△(*7)

領域Ｙの西半
分

東南海地震

○

領域Ｙ

△（*3）

○

その他

地震規模(*1)
M（かっこ内はMt）

[14]

Ⅳ

○

本報告

[12]

○(*21)

×

(Ｍ不明)

×

7.5

○(*5)
○

○

△(*3）
○

領域Ｙ

領域Ｙ・領域Ｚ△(*9)△(*12)○(*13)○

領域Ｙ○△(*23)△(*11)△(*22)

×

7.4

△(*6)

○

領域Ｘの東半分、領域Ｙ○◎

7.9(Mt8.2）○○(*10)

領域Ｘ,領域Ｙ○(*10)◎
×8.6(Mt8.4）
7.0
8.4(Mt8.3）
8.4(Mt8.3）
7.3○△(*17)

1605/02/03

○

○

○

1707/10/28
1707/10/29
1854/12/23
1854/12/24
1855/11/07
1944/12/07
1946/12/21

○

○

○

領域Ｘ

領域Ｘ,領域Ｙ

領域Ｘ,領域Ｙ 領域Ｘ,領域Ｙ,領域Ｚ○(*16)

×△(*19)
○
○

○

○
○

○

領域Ｙ

領域Ｙ,領域Ｚ○○

領域Ｙ,領域Ｚ

○

領域Ｘ

領域Ｘ

○

○

領域Ｘ

○

△(*24)△(*19)△(*22)

領域Ｙ

○

○

領域Ｙ

○

領域Ｘ

○

○

領域Ｘ

○

領域Ｙの西半
分
領域Ｘ

◎

×
◎

◎
×
×

×
◎

◎
×

8.3(Mt8.5）

7.9(Mt8.1）
8.0(Mt8.1）（凡例）・「文献における判断」の欄における記号○ ：南海地震又は東南海地震と同定したか、南海トラフに発生した大地震と判断したイベント。
領域Ｘ、領域Ｙ、領域Ｚ：評価文で用いている領域名のところが概ね含まれる形で地震が発生したと判断したイベント。
各論文ではＡ、Ｂ、Ｃ、Ｄ、及びＥという領域名を使っている。
但し、これらの名称が示す領域は論文相互で正確に一致しているわけではない。
△ ：南海地震又は東南海地震の可能性はあるとしているものの別の地震である可能性があると判断したイベント。
空欄：判断を示していないか、資料不十分と判断したイベント。
・「本報告」の欄の記号◎ ：南海地震又は東南海地震と同定したイベント○ ：南海地震又は東南海地震の可能性があると判断したイベント△ ：南海地震又は東南海地震の可能性があるものの別の地震である可能性もあると判断したイベント
× ：南海地震でないと判断したか、東南海地震でないと判断したイベント
空欄：評価しなかった。
（注）(*1)地震規模の欄の前の数値は[14]によるＭ、後の数値は[1]による津波マグニチュード。
(*2)[7]で東南海地震との同時発生の可能性が指摘されている。
(*3)南海地震であったとするにはまだ不十分としている。
(*4)[7]で南海地震の可能性が高いものの、問題点が多いことが指摘されている。
(*5)同時期に噴砂跡あり。
(*6)内陸地震であった可能性を示唆。
(*7)震央不明としている。
(*8)真偽は不明であるとしている。
(*9)震源は日向灘であったとしている。
(*10)潮岬以西と以東で地震が同時に発生した可能性があるとしている。
(*11)表中に可能性のみ示唆。
(*12)史料が少なく確証がないとしている。
(*13)史料少ないものの波源域は1946年の南海地震と類似としている。
20

(*14)[10]による。
(*15)[6]で過去の資料によりその存在が否定されている。
(*16)[11]等による。
(*17）南海トラフの地震かは疑わしく、フィリピン海スラブ内の可能性もあるとしている。
(*18)この時期の前後の地震が正平東海地震の可能性があるとしている。
(*19)表中でのみ存在を指摘するとともに、余震の可能性を示唆している。
(*20)天正十年九月十八日［1582年10月4日］まではユリウス暦で表現し、その翌日の天正十年九月十九日［1582年10月15日］以降は現行のグレゴリオ暦で表現することが推奨されている[4]。しかし、ここでは発生年の間隔を計算する上での便宜を考えて、グレゴリオ暦で示したものの、ユリウス暦による月日を括弧に入れて示した。
(*21)この頃に南海地震があった可能性が高いと判断したが時期が特定できず。
(*22)[15]において、Ｍ７程度の地震或いは別の大きい地震の余震としている。
(*23)[12]において、Ｍ7.0～8.0程度であるとしているが、広範囲かつ詳細な記述は行われていない。
(*24)[12]において、安政東海地震の余震としている。
(*25)Ｍ７クラスでないとしている。
(*26)この頃に東南海地震(正平東海地震)があった可能性は高い。しかし、この地震は東南海地震とは別の地震の可能性があると判断。
参考文献[1]阿部勝征(1999)：遡上高を用いた津波マグニチュードMtの決定－歴史津波への応用－，地震第２輯，52，369-377.
[2]Ando, M.(1975): Source mechanisms and tectonic significance of historical earthquakes along the
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[5]石橋克彦(1994)：『大地動乱の時代』，岩波新書, 234pp.
[6]石橋克彦(1998)：実在しない天福元年二月五日(ユリウス歴1233年３月17日)の南海巨大地震，地震第２輯，51，335-338.
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[8]石橋克彦・佐竹健治(1998)：古地震研究に見るプレート境界巨大地震の長期予測の問題点，地震第２輯，50別冊，1-21.
[9]寒川 旭(1997)：『揺れる大地 日本列島の地震史』，同朋堂出版，42-44.
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[11]都司嘉宣・上田和枝(1997)：明応(1498)南海地震の存在とその日付について，地球惑星科学関連学会1997年合同大会講演予稿集，169.
[12]宇佐美龍夫(1996)：「新編日本被害地震総覧」，434pp，東京大学出版会.
[13]宇津徳治(1977)：「地震学」，共立出版，286pp.
[14]宇津徳治(1999)：『地震活動総説』，東京大学出版会，876pp.
[15]渡辺偉夫(1998)：『日本被害津波総覧(第２版)』，東京大学出版会，238pp.

21

表7-1

南海地震についての時間予測モデルの検討データ
データの時期1946年昭和 次の南海地
南海地震の 震の発生時
1707年
1854年
1946年
発生時期の
期の
10月28日
12月24日
12月21日
予測結果
予測結果(=1707.8)(=1855.0)(=1947.0) (実際に発生
宝永地震
安政南海地震 昭和南海地震 した時期との差)(147.2年)（92.0年）

地震時に解放される地震発生ポテンシャル量（応力レベル等）の指標
発生間隔

実際の発生時期（西暦）1947.0年

（未発生）

1.8m

1.2m

1.15m

1953.1年(+6.1年)

2035.2年(*6)

Ando(1975)(*8)

530km(*7)

300km

300km

1938.3年(-8.7年)

2039.0年

相田(1981a,b)

615km(*7)

300km

270km

1926.8年(-20.2年)

2029.8年

地殻変動・津波
データに基づく
推定ずれ量(Ando,1975)から

12m

6m

6m

1928.6年(-18.4年)

2039.0年

津波遡上高
区間平均高の最大値Hm(阿部,1999)

8.1m

6.8m

4.4m

1978.6年(+31.6年)

2006.5年

四国 7m
沖
紀伊 5.6m
水道

6.3m

5m

2020.0年

4.7m

4m

1987.5年(+40.5年)1978.5年(+31.5年)

15849(*2)
Mt=8.414125(*2)
Mt=8.311220(*2)
Mt=8.1

1986.2年(+39.2年)

2020.1年

15849(*2)
Mk=8.4

15849(*2)
Mk=8.411220(*2)
Mk=8.1

2002.2年(+55.2年)

2012.1年

(*4)

(*4)

2.4(*4)
Mo=6x1021

1963.5年(+16.5年)2025.9年

1.8(*3)
Mo=6x1021

1972.8年(+25.8年)

2029.8年

1.7(*3)1.2(*3)
2002.2年
21
Mo=5.0x10 Mo=1.8x1021 (+55.2年)

2011.9年

地震時隆起量(m)
室津港の潮位観測のデータ(Shimazaki&
Nakata,1980)
震
源
断
層
長

津波データ
に基づく
推定ずれ量
(相田,
1981b)

参考
ず
れ
比
例
量

M Mt
か (阿部,
ら
1999)
推
(*5)
定 Mk
(Kumagai,
1996)
Mo
か
ら
推
定

津波
3.8
2.8
21
21
(相田,1981 Mo=14.8x10 Mo=8x10(*7)a,b)から求めたMo(Nm)
2.5(*3)2.0(*3)

Mo=14.8x10

2121

Mo=8x10(*6)

2025.3年

(*7)
(*5)

Mo
(Nm)

Mk
(Kumagai,
1996)から求めた
Mo(Nm)

1.7(*3)
Mo=5.0x1021

津波(相田,
1981a,b)Mo
Mo=(10.2+4.6) =8x1021
x1021(*7)(*5)

Mk(Kumagai,
1996)
注*1
注*5

1.5Mk+9.1

Mo=5.0x1021(*1)

Mk=8.4Mo=6x10211934.6年(-12.4年)

2016.0年

Mo=5.0x1021 Mo=1.8x1021 2002.2年
(*1)
(*1)
(+55.2年)
Mk=8.4Mk=8.1

1980.1年

Mk/2

Mt/2

1/3

1/2

10
（Kanamori,1977） ／ 注*2 10 ,10 （Utsu,1961他） ／ 注*3 Mo／ 注*4 Mo
Mkは震央距離100kmにおける震度をもって当該地震のマグニチュードとするとしたもの(河角,1943)。

22

備考○昭和南海地震が10.0年以内の誤差で推定される△昭和南海地震が30.0年未満の誤差で推定される×昭和南海地震の推定に30.0年
以上誤差が出る1707年、1854年及び1946年の過去3回の南海地震における室津港データでは、2039.7年(=1947.0+1.15m/0.0124m/年)又は2038.3年(=1947.0+1.15m/0.0126m/年)となる。なお、限界応力値に達するまでの隆起量に換算した応力蓄積速度は、1707年、1854年及び1946年の地震の際の観測値を利用すると図からの概算(地震調査委員会長期評価部会,1999)では0.0124m/年。1707年及び1854年のデータでは0.01223m/年、1854年及び1946年のデータでは0.01304m/年であり、これを平均すると0.0126m/年。
注*7 東南海地震の領域を含む。
注*8 Scholz(1990)はAndo(1975)を引用し、震源断層長として、宝永、安政、昭和の順に500km、300km、300kmとしている。しかし、宝永について530kmを500kmとした理由は示されていない(十の桁を四捨五入した可能性がある。)。このため、この表にはScholz(1990)のデータは示さなかった。
注*6

表7-2

東南海地震についての時間予測モデルの検討データ
1944年昭和 次の東南海
東南海地震 地震の発生
1707年
1854年
1944年
の発生時期
時期の
10月28日
12月23日
12月７日
の予測結果
予測結果
(=1707.8)(=1855.0)(=1944.9) (実際に発生
宝永地震
安政東海地震 昭和東南海地震 した時期との差)(147.2年)（89.9年）
データの時期

地震時に解放される地震発生ポテンシャル量（応力レベル等）の指標
発生間隔

実際の発生時期（西暦）1944.9年（未発生）

615km(*4)

265km

238km

1918.4年(-26.5年)2025.6年

地殻変動・津波
データに基づく
推定ずれ量（Ando,1975）

8m

4m

4m

1928.6年(-16.3年)

2034.8年

津波遡上高
区間平均高の最大値Hm(阿部,1999)

8.1m

7.2m

5.0m

1985.8年(+40.9年)2007.3年

津波データに基づ
く推定ずれ量(相田,1981a,b)

4m

4m

2.15m

2002.2年(+57.3年)

1993.2年

530km(*3)

230km

－(*5)

1918.9年(-26.0年)－(*5)

15849(*3)
Mt=8.414125(*3)
Mt=8.311220(*3)
Mt=8.1

1986.2年(+41.3年)

2016.3年

2.5(*1)1.7(*1)1.2(*1)
1955.1年
21
21
Mo=14.8x10 Mo=4.6x10 Mo=1.6x1021 (+10.2年)

2008.4年

3.8(*2)2.1(*2)
1.3(*2)
1936.3年
21
21
Mo=14.8x10 Mo=4.6x10 Mo=1.6x1021 (-8.6年）

2000.6年

震
源
断
層
長

相田
(1979,
1981a,b)

参 考
震
源
断
層
長

Ando
(1975)ず Mt(阿部,1999)
れ から推定比例
量 Mo 津波(相田,か 1981a,b)から ら求めたMo
推 (Nm)
定
津波(相田,
1981a,b)から求めたMo
(Nm)
Mo
(Nm)
注*1
注*5

△昭和東南海地
震が30.0年未満の誤差で推定される

×昭和東南海地震の推定に30.0
年以上誤差が出る△昭和東南海地
震が30.0年以内の誤差で推定さ
れる

(*3)

(*3)

津波
Mo
(相田,1981 =(10.2+4.6)
a,b)x1021(*4)
1/3

備考

1/2

Mo
=4.6x1021

Mo=1.6x1021

Mt/2

1900.8年(-44.1年)

1976.2年

Mo ／注*2 Mo ／注*3 10 （Utsu,1961他）／注*4 南海地震の領域を含む。
Ando(1975)は、昭和東南海地震についてInouchi&Sato(1975)の研究成果を反映させていないことから、当該欄を空欄とした。

23

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測地学審議会地震火山部会(1997)：『地震予知計画の実施状況等のレビューについて（報告）』，137pp.
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earthquake estimated from tsunami waveforms，Geophysical Research Letters，28，1075-1078．
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宇佐美龍夫(1996)：『新編日本被害地震総覧』，434pp，東京大学出版会．
宇佐美龍夫・大和探査技術株式会社編著(1994)：『わが国の歴史地震の震度分布・等震度線図』，社
団法人日本電気協会，647pp．
宇佐美龍夫・他(1986)：東海沖四大地震の震度分布（明応・宝永・安政東海・東南海地震），地震予知連絡会会報，35，343-355．
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Utsu, T.(1984)：Estimation of parameters for recurrence models of earthquakes，Bulletin of
the Earthquake Research Institute, University of Tokyo，59，53­66．
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宇津徳治(1999)：『地震活動総説』，東京大学出版会，876pp．
宇津徳治(2001):『地震学第３版』，共立出版，376pp．
宇津徳治・関 彰(1955)：余震区域の面積と本震のエネルギーとの関係，地震第２輯，7，233-240．
渡辺偉夫(1998)：『日本被害津波総覧（第２版）』，東京大学出版会，238pp．
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山崎文人・大井田徹(1985)：中部地方におけるフィリピン海プレート沈み込みの形状，地震第２輯，38，193-201．
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26

日野貴之・都司嘉宣(1996)：プレート境界面を考慮した東南海地震(1944)の断層モデルと津波の数値
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堀 高峰・尾池和夫(1999)：過去約1000年間の西南日本の地震活動に見られる南海トラフの地震との相関，月刊地球，号外24，50­55．
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井元政二郎(1998)：ストレスリリースモデル－南海地震への適用－，日本地震学会1998年度秋季大会
講演予稿集，A74．
石川典彦・橋本 学(1999)：測地測量により求めた日本の地震間の平均的な地殻水平ひずみ速度(II)、
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Kato, T. and M.Ando(1997)：Source mechanisms of the 1944 Tonankai and 1946 Nankaido
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Kato, T., G.S.El-Fiky, E.N.Oware and S.Miyazaki(1998): Crustal strains in the Japaneseislands as deduced from dense GPS array， Geophysical Research Letters，25，3445-3448．
国土地理院(1998)：東海地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，59，366­412．
倉本真一(1991)：地震発生面の浅部境界(updip limit)－西部南海トラフの例－，月刊地球，号外24，82-87．
Matsumura, S.(1997)：Focal zone of a future Tokai earthquake inferred from the seismicity
pattern around the plate interface，Tectonophysics，273，271­291．
松村正三(1999)：Back­slip分布と固着域との関係，地震第２輯，52，105­108．
Mendez, A. and J. G. Anderson (1991)：The temporal and spatial evolution of the 19
September 1985 Michoacan earthquake as inferred from near-source ground motion records，
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Miyashita, K.(1987)：A model pf plate convergence in southwest Japan,inferred from levelingdata associated with the 1946 Nankaido earthquake，Journal of Physics of the Earth，35，449-467．
茂木清夫(1976)：アジア東北地方の地震活動期，日本地震学会昭和51年度春季大会講演予稿集，40．
村上仁士・島田富美男・山本尚明・上月康則(1998)：四国における歴史津波と次の東海地震津波に対する危険度評価，月刊地球，号外15，202­208．
岡村 眞・松岡裕美・佃 栄吉・都司嘉宣(2000)：沿岸湖沼堆積物による過去一万年間の地殻変動と歴史津波モニタリング，月刊地球，号外28，162­168．
Park, J., T.Tsuru, S.Kodaira, A.Nakanishi, S.Miura, Y.Kaneda, Y.Kono and N.Takahashi(2000)：Out-of-sequence thrust faults developed in the coseismic slip zone of the 1946 Nankai
earthquake (Mw=8.2) off Shikoku, southwest Japan，Geophysical Research Letters，27，1033-1036．
鷺谷 威・宮崎真一・多田 堯(1999): GPSで見た日本列島の変形，月刊地球，21，236-243．
坂元慶行・石黒真木夫・北川源四郎(1983)：『情報量統計学』，共立出版，236pp．
寒川 旭(1992)：『地震考古学』，中公新書， 256pp．
寒川 旭(1999)：過去２千年間の遺跡に刻まれた地震の痕跡，月刊地球，号外24，56­63．
佐藤 裕(1997):1944年東南海地震による地殻変動と駿河湾の地殻歪み資料，地震第２輯，49，
491-502．
佐藤良輔編著(1989)：『日本の地震断層パラメータ・ハンドブック』，鹿島出版会，390pp
瀬野徹三(1993):日本付近のプレート運動と地震，科学，63，711-719．
島崎邦彦(1977)：地震の繰り返し発生の単純なモデルと東海地域の地殻変動，地震予知連絡会東海部会資料，32-40．
島崎邦彦(1984)：南海トラフ西端の地震活動について，地震学会講演予稿集昭和59年度秋季大会，p04.
損害保険料率算定会(1987)：過去の津波被害の実態調査－，津波危険度に関する研究その２，地震保険調査研究，20-42．
損害保険料率算定会(1988)：過去の津波（1600年以降）の日本沿岸でのエネルギー累積値，津波危険度に関する研究その３，地震保険調査研究，117-166．
杉山雄一(1989a)：島弧における帯状構造の屈曲とプレートの斜め沈み込み 第１部－西南日本外帯沖の屈曲構造とプレート境界地震－， 地質調査所月報，40，533-541．
杉山雄一(1989b)：島弧における帯状構造の屈曲とプレートの斜め沈み込み 第２部－西南日本外帯沖の屈曲構造とプレート間相対運動の変遷－， 地質調査所月報，40，543-564．
杉山雄一(1990)：駿河湾～遠州灘地域のサイスモテクトニクス，地震第２輯，43，439­442．
Sugiyama, Y.(1994)：Neotectonics of Southwest Japan due to the right-oblique subduction of
the Philippine Sea plate，Geofisica Internacional，33，53-76．
谷岡勇一郎・佐竹健治(1999)：津波記録から見た1946年南海地震のすべり量分布，月刊地球，号外24，27

21-25．
Tanioka, Y.(2001)：Detailed coseismic slip distribution of the 1944 Tonankai earthquake
estimated from tsunami waveforms， Geophysical Research Letters，28，1075­1078．
Tanioka, Y. and K.Satake(2001)：Coseismic slip distribution of the 1946 Nankai earthquake
and aseismic slips caused by the earthquake， Earth, Planets and Space，53，235­241．
都司嘉宣(1999b)：南海地震とそれに伴う津波，月刊地球，号外24，36-49．
宇津徳治(1977b)：地震予知連絡会地域部会連絡報告，１，1­8．
宇津徳治(1988)：日本の地震に関連する中国の史料－明応7年6月11日西日本の地震ほか－，地震第２輯，41，613­614．
矢吹哲一朗・松浦充宏（1988）：ＡＢＩＣを用いた断層面上の辷り分布の推定－－１９４６年南海道地震への応用－－（演旨），地震学会講演予稿集，1，17．
吉田明夫(2001)：東海地方におけるフィリピン海プレートの形状と東海地震，月刊地球，号外33，
104-113．

28

参 考 資 料
海溝型分科会の設置について

平成 13 年３月 19 日
地 震 調 査 委 員 会
長 期 評 価 部 会

１．分科会の設置趣旨
長期評価部会の審議に資するため､本部会の下に、海域に発生する大地震（以下「海溝型地震」という。）に関する審議を行う海溝型分科会を設置する｡

２．分科会における審議事項(1) 海溝型地震の長期評価(2) その他必要な事項

３．分科会の構成員等(1) 分科会を構成する委員及び専門委員については､部会長が別途定める｡(2) 分科会に主査を置き､分科会の構成員の中から部会長が指名する｡(3) 主査は､分科会に専門家を招へいし､意見を聴取することができる｡

地震調査研究推進本部 地震調査委員会
長期評価部会 海溝型分科会
平成 13 年 9 月 27 日現在

（主

査）
しま

島

（委

ざき

崎

くに

邦

ひこ

彦

東京大学地震研究所教授

員）
あ

べ

あん

どう

うみ

の

かさ

はら

阿 部
安 藤
海 野

かつ

勝
まさ

雅
のり

德

きく

ち

地

さぎ

や

さ

たけ

竹

ひと

仁
稔

まさ

正

ゆき

幸
たけし

鷺 谷
佐

たか

孝

みのる

笠 原
菊

ゆき

征

威

けん

健

じ

治

東京大学地震研究所教授
名古屋大学大学院理学研究科教授
東北大学大学院理学研究科助教授
北海道大学大学院理学研究科教授
東京大学地震研究所教授
国土地理院地理地殻活動研究センター地殻変動研究室主任研究員
独立行政法人産業技術総合研究所活断層研究センター
地震被害予測研究チーム長

つ

じ

の

ぐち

都 司
野 口

よし

嘉
しん

伸

いち

一

濵 田

はま

だ

信

や

ぶき

てついちろう

矢 吹

のぶ

のぶ

宣

お

生

哲一朗

東京大学地震研究所助教授
独立行政法人防災科学技術研究所固体地球研究部門総括主任研究員
気象庁地震火山部地震予知情報課長
海上保安庁水路部企画課海洋研究室主任研究官

海溝型分科会検討状況
平成 13 年４月 6 日
第１回海溝型分科会
平成 13 年５月 11 日
第２回海溝型分科会
平成 13 年６月 15 日
第３回海溝型分科会
平成 13 年 7 月 12 日
第４回海溝型分科会
平成 13 年８月 10 日
第５回海溝型分科会
平成 13 年９月 14 日
第６回海溝型分科会
平成 13 年９月 21 日

メールで報告書決定

長期評価部会の設置について
平成 7 年 12 月 13 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

１．部会の設置趣旨
長期的な観点から，地域ごとの地震活動に関する特徴を明らかにするとともに，地震の発生の可能性の評価を行うため，本委員会の下に長期評価部会を設置する。

２．部会における審議事項(1) 地殻活動，活断層，過去の地震等の資料に基づく地震活動の特徴の把握(2) 長期的な観点からの地震発生可能性の評価手法の検討と評価の実施(3) その他必要な事項

３．部会の構成員等(1) 部会を構成する委員及び専門委員については，委員長が別途定める。
(2) 部会長は，部会の構成員の中から委員長が指名する。
(3) 部会長は，部会に専門家を招へいし，意見を聴取することができる。

４．分科会(1) 長期評価部会に，必要に応じ分科会を設けることができる。
(2) 分科会を構成する委員及び専門委員については，部会長が別途定める。
(3) 分科会に主査を置き，分科会の構成員の中から部会長が指名する。
(4) 主査は，分科会に専門家を招へいし，意見を聴取することができる。

地震調査研究推進本部
地震調査委員会 長期評価部会
平成 13 年 9 月 27 日現在

（部会長）
しま

島

（委

ざき

崎

くに

邦

ひこ

彦

東京大学地震研究所教授

員）
いわ

ぶち

くま

き

すぎ

やま

よう

岩 渕
熊 木
杉 山
つ

じ

都

司

なか

た

洋
よう

洋
ゆう

雄
よし

嘉

ひら

まつ

さわ

澤
だ

いち

一
のぶ

宣
たかし

中 田
平

た

太

高

とも

朋
とき

お

郎
ひこ

松

田

時

彦

まつ

むら

しょう

ぞう

よし

だ

海上保安庁水路部企画課長補佐
国土地理院地理地殻活動研究センター研究管理課長
独立行政法人産業技術総合研究所活断層研究センター副センター長
東京大学地震研究所助教授
広島大学文学部教授(財)地震予知総合研究振興会地震調査研究センター所長
西南学院大学文学部教授

松 村 正 三 独立行政法人防災科学技術研究所固体地球研究部門総括主任研究員
吉 田

あき

明

お

夫

気象庁気象研究所地震火山研究部長

長期評価部会検討状況
平成 13 年 6 月 27 日
第 55 回長期評価部会
平成 13 年 7 月 24 日
第 56 回長期評価部会
平成 13 年 8 月 30 日
第 57 回長期評価部会
平成 13 年 9 月 20 日
第 58 回長期評価部会
平成 13 年 9 月 25 日

メールで報告書決定南海トラフの地震の長期評価について

平成１３年９月２７日
地震調査研究推進本部
地震調査委員会

図の目次
図 4-1 微 小 地 震 の 震 源 分 布 及 び 速 度 構 造 探 査 に 基 づ く プ レ ー ト 境 界 面 の 推 定 等 深 線 図
図 4-2 1944年 の 昭 和 東 南 海 地 震 の 各 種 モ デ ル
図 4-3 1946年 の 昭 和 南 海 地 震 の 各 種 モ デ ル
図 4-4-1 1498年 の 明 応 東 海 地 震 、 1605年 の 慶 長 地 震 及 び 1707年 の 宝 永 地 震 の 各 種 震 源 モ デ ル
図 4-4-2 1854年 の 安 政 東 海 地 震 及 び 1854年 の 安 政 南 海 地 震 の 各 種 震 源 モ デ ル
図 4-5 1944年 の 昭 和 東 南 海 地 震 及 び 1946年 の 昭 和 南 海 地 震 の 震 源 モ デ ル
図 4-6 バ ッ ク ス リ ッ プ モ デ ル
図５ 「想定東海地震の新たな想定震源域（案）」
図 6-1 1854年 の 安 政 南 海 地 震 及 び 1946年 の 昭 和 南 海 地 震 の 震 度 分 布 図
図 6-2 1854年 の 安 政 東 海 地 震 及 び 1944年 の 昭 和 東 南 海 地 震 の 震 度 分 布 図
図 6-3 1498年 の 明 応 東 海 地 震 及 び 1707年 の 宝 永 地 震 の 震 度 分 布 図
図 7-1 1854年 の 安 政 南 海 地 震 及 び 1946年 の 昭 和 南 海 地 震 の 津 波 の 高 さ
図 7-2 1854年 の 安 政 東 海 地 震 及 び 1944年 の 昭 和 東 南 海 地 震 の 津 波 の 高 さ
図 7-3 1498年 の 明 応 東 海 地 震 、 1605年 の 慶 長 地 震 、 1707年 の 宝 永 地 震 の 津 波 の 高 さ
図 8-1 水 準 点 上 下 変 動 量 （ 室 戸 岬 ）図 8-2 GPS鉛 直 変 動 連 続 記 録 の 時 間 変 化 量
図 8-3 GPS水 平 変 動 ベ ク ト ル 図
図 ９ 1946年 の 昭 和 南 海 地 震 及 び 1944年 の 昭 和 東 南 海 地 震 の 震 源 域 付 近 の 地 震 活 動
図 10-1-1 時 間 予 測 モ デ ル に よ る 30年 後 ま で に 南 海 地 震 が 発 生 す る 確 率 の 時 間 推 移
図 10-1-2 時 間 予 測 モ デ ル に よ る 10年 後 ま で に 南 海 地 震 が 発 生 す る 確 率 の 時 間 推 移
図 10-2-1 時 間 予 測 モ デ ル に よ る 30年 後 ま で に 東 南 海 地 震 が 発 生 す る 確 率 の 時 間 推 移
図 10-2-2 時 間 予 測 モ デ ル に よ る 10年 後 ま で に 東 南 海 地 震 が 発 生 す る 確 率 の 時 間 推 移

29

30

図4-1

微小地震の震源分布及び速度構造探査に基づく
プレート境界面の推定等深線図

31

注：色分けした各長方形
はモデルとしての震源域。Tanioka &Satake(2001)及びSatake(1993)は推定された地震時すべり量を色の濃淡で示している。
後者の論文では、濃淡で相対的なものを示しており、最大すべりは南端の真
ん中のブロックである。その大きさは1.63m と推定されている。
Ichinose et al.(2001)は推定された地震時すべり量
を円の大小で示している。菊地・山中(2001)は等値線
で地震時すべり量の大小を示しており、最大すべりの大きさは 3.0～3.5m、色を塗りつぶした範囲の平均すべりの大きさは 2m と推定している。論文名に付けた［ ］は、モデル作成に利用されたデータの種類等。赤い線は南海トラフの概略の位置。

図4-2 1944年の昭和東南海地震の各種震源モデル

32
注：色分けした各長方形はモデルとしての震源域。Tanioka and Satake(2001)及び Cummins andKaneda(2000)は推定された地震時すべり量を色の濃淡で示している。Yabuki and Matsu’ura(1992)は推定された地震時すべり量とその方向
を→の長さと方向で示している（作図の都合で→は不明瞭になっている。）。論文名に付けた［］は、モデル作成に利用されたデータの種類等。赤い線は南海トラフの概略の位置。

図4-3

1946年の昭和南海地震の各種震源モデル

33
注：色分けした各長方形はモデルとしての震源域。
赤い線は南海トラフの概略の位置。

図4-4-1 1498年の明応東海地震、1605年の慶長地震及び1707年の宝永地震の各種震源モデル

34
注：色分けした各長方形はモデルとしての震源域。
赤い線は南海トラフの概略の位置。

図4-4-2 1854年の安政東海地震及び1854年の安政南海地震の各種震源モデル

35
注：Sagiya&Thatcher,1999より作成。
推定された地震時すべり量を色分け及び矢印の長短で示すとともに、その方向を矢印の方向で示している（作図の都合で→は不明瞭になっている。）。

図4-5 1944年の昭和東南海地震及び1946 年の昭和南海地震の震源モデル

36

西村他（1999）より作成

図4-6

バックスリップモデル

注：西村他(1999)より作成。陸域に示す矢印は、この論文で設定したバックスリップモデルによって計算された水平地殻変動量である。バックスリップの場所、大きさ及び方向は、この計算結果としての水平地殻変
動量が GPS 観測結果に合致するように設定された。２番から１０番の番号をふった矩形はバックスリップを想定した領域（固着領域）である。矩形内の数字は、上から順に、矩形番号、バックスリップの大きさ（単位 mm/年）、及びカップリング率（％）
。但し、カップリ
ング率は括弧に入れてある。その詳細は当該論文参照。

図５

想定東海地震の新たな想定震源域（案）

注：中央防災会議「東海地震に関する専門調査会」（第６回）資料より

37

1854 年

1946 年

図6-1

1854年の安政南海地震及び1946年の昭和南海地震の震度分布図

注：上から安政南海地震（宇佐美,1989より作成）、昭和南海地震（気象庁,1968及び中央気象台,
1946をもとに作成）。上図の丸印は、被害状況から推定したその場所の震度を示す。下図は、限られた震度観測結果を参照して等震度線を引いたもの。下図では、局地的な震度分布も可能な範囲で表現した。なお、上図では震度５弱及び５強は震度５と表現し、震度６弱以上は震度６以上と表現した。また、下図は当時の震度階級で表現しており、震度６は現在の震度６弱以上に相当する。

38

1854 年

1944 年

図6-2

1854年の安政東海地震及び1944年の昭和東南海地震の震度分布図

注：上から安政東海地震（宇佐美,1989より作成）、昭和東南海地震（気象庁,1968及び地震調査委
員会,1999をもとに作成）。上図の丸印は、被害状況から推定したその場所の震度を示す。下図は、限られた震度観測結果を参照して等震度線を引いたもの。下図では、局地的な震度分布も可能な範囲で表現した。なお、上図では震度５弱及び５強は震度５と表現し、震度６弱以上は震度６以上と表現した。また、下図は当時の震度階級で表現しており、震度６は現在の震度６弱以上に相当する。

39

1498 年1707 年

図 6-3

1498 年の明応東海地震及び 1707 年の宝永地震の震度分布図

注：上から明応東海地震（宇佐美・大和探査技術株式会社,1994より作成）、宝永地震（宇佐美・大和探査技術株式会社,1994より作成）。丸印は、被害状況から推定したその場所の震度を示す。なお、
ここでは震度５弱及び５強は震度５と表現し、震度６弱以上は震度６以上と表現した。また、1707年の地震においては九州東部で局地的に震度６と推定された場所もある 。

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図7-1

1854年の安政南海地震及び1946年の昭和南海地震の津波の高さ

注：上から安政南海地震（羽鳥,1980より作成）、昭和南海地震（羽鳥,1980より作成）。柱の高さ
は、被害状況等から推定したその場所の津波の高さを示す。Legendとして示したのは、津波の高さのスケール（遠近法は使っていない。）。なお、信憑性が高いデータだけを示していることから、津波の襲来を示す柱が示されていない場所であっても、津波が来た可能性は残ってい
る。

41

図7-2

1854年の安政東海地震及び1944年の昭和東南海地震の津波の高さ

注：上から安政東海地震（羽鳥,1980より作成）、昭和東南海地震（羽鳥,1980より作成）。柱の高さは、被害状況等から推定したその場所の津波の高さを示す。Legendとして示したのは、津波の高さのスケール（遠近法は使っていない。）。なお、信憑性が高いデータだけを示している
ことから、津波の襲来を示す柱が示されていない場所であっても、津波が来た可能性は残っている。

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図 7-31498 年の明応東海地震、1605 年の慶長地震、1707 年の宝永地震の津波の高さ

注：上から明応東海地震（飯田,1981より作成）、慶長地震（萩原,1995より作成）、及び宝永地震（羽鳥,1980より作成）。柱の高さは、被害状況等から推定したその場所の津波の高さを示す。
Legendとして示したのは、津波の高さのスケール（遠近法は使っていない。）。なお、信憑性が高いデータだけを示していることから、津波の襲来を示す柱が示されていない場所であっても、津波が来た可能性は残っている。また、慶長地震については、津波の高さは、場所によって不確実な場合がある。

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図8-1 水準点上下変動量（室戸岬）44
注：最近約100年間(1896年～1998年)の室戸岬周辺の水準点の上下変動（国土地理院による。）

45

図 8-2

GPS 鉛直変動連続記録の時間変化量

46

図8-3

GPS水平変動ベクトル図図９

1946年の昭和南海地震及び1944年の昭和東南海地震の震源域付近の地震活動

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48

図10-1-1

時間予測モデルによる30年後までに南海地震が発生する確率の時間推移
注：右にある凡例は確率の計算に用いたばらつきαの値。

49

図 10-1-2

時間予測モデルによる 10 年後までに南海地震が発生する確率の時間推移
注：右にある凡例は確率の計算に用いたばらつきαの値。

50

図 10-2-1

時間予測モデルによる 30 年後までに東南海地震が発生する確率の時間推移
注：右にある凡例は確率の計算に用いたばらつきαの値。

図10-2-2

時間予測モデルによる１０年後までに東南海地震が発生する確率の時間推
注：右にある凡例は確率の51

図10-2-2

時間予測モデルによる10年後までに東南海地震が発生する確率の時間推移
注：右にある凡例は確率の計算に用いたばらつきαの値。