千島海溝沿いの地震活動の長期評価について
平成15年３月24日公表
平成15年11月12日変更
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、プレートの沈み込みに伴う大地震（海溝型地震）として、宮城県沖地震、南海トラフの地震、及び三陸沖から房総沖の地震活動について長期評価を行い、公表した。
今回、引き続き、千島海溝沿いの十勝沖から択捉島沖にかけての地震活動について、現在までの研究成果及び関連資料を用いて調査研究の立場から評価し、とりまとめた。
評価に用いられたデータは量及び質において一様ではなく、そのためにそれぞれの評価の結果についても精粗がある。このため、別添に示す手法で、評価の結果の信頼度を付与することとした。

平成 15 年 ３月 24 日公表
平成 15 年 11 月 12 日変更
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

千島海溝沿いの地震活動の長期評価
十勝沖から択捉島沖までの太平洋沿岸を含む千島海溝沿いの地域では、過去に大地震が数多く発生していることが知られている。本報告書は、千島海溝沿いのうち、図１の十勝沖・根室沖・色丹島沖及び択捉島沖を対象とし、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。評価にあたっては、これらの領域に発生した地震について行われたこれまでの調査研究の成果を参考にした。
１ 地震の発生領域及び震源域の形態
千島海溝沿いに発生する地震は、その震源域の形態から、以下の二つに分類される。
第一は、北海道が載っている陸のプレートの下へ太平洋側から太平洋プレートが沈み込むことに伴って、これら二つのプレートの境界面が破壊する（ずれる）ことによって発生するものであり、以下プレート間地震と呼ぶ。本評価では、便宜上、十勝沖・根室沖・色丹島沖及び択捉島沖で発生するM８クラスの地震を、各々「十勝沖の地震」・「根室沖の地震」・「色丹島沖の地震」及び「択捉島沖の地震」と呼ぶ。また、それらよりも規模が小さいM７クラスの地震を、とくに発生領域を限定せずに「ひとまわり小さいプレート間地震」と呼ぶ。
第二は、太平洋側から沈み込む太平洋プレートの内部が破壊することによって発生するものであり、以下プレート内地震と呼ぶ。過去にはM7.5～M８クラスのプレー
ト内地震がいくつか発生したことが知られており、強震動や津波により大きな被害をもたらした。本評価では便宜上、十勝沖から択捉島沖にかけてのプレート内のどこかで発生する地震を、特に発生領域を限定せずに破壊域（震源）の深さと規模に応じて分類し、「沈み込んだプレート内のやや浅い地震」（深さ50km程度, M８クラス）と「沈み込んだプレート内のやや深い地震」（深さ100km程度, M7.5程度）に区別して扱うこととした。
１－１ 過去の震源域について
過去に知られている十勝沖の地震、根室沖の地震、色丹島沖の地震、択捉島沖の地震の主なものを表１にまとめた。各々の代表的な例として、余震分布から推定された1952年、1973年、1969年、1963年の地震の震源域を図２に示す。
但し、過去の十勝沖の地震と根室沖の地震は、最近の研究成果により、400～500
年程度の間隔で連動した可能性があり、その最新の発生時期は17世紀であると判断した。
過去のひとまわり小さいプレート間地震については、同一の震源域で発生しているものがほとんど知られていないこと、及び、十勝沖～根室沖の領域に較べて色丹島沖～択捉島沖の領域で発生する地震の規模が大きいことを考慮して、十勝沖～根室沖の領域及び色丹島沖～択捉島沖の領域のそれぞれの領域内のどこかで発生するものに分類した。
過去のプレート内地震（沈み込んだプレート内のやや浅い地震、及び沈み込んだ
プレート内のやや深い地震）についても、同一の震源域で発生しているものがほとんど知られていないため、十勝沖から択捉島沖にかけてのどこかで発生するものとした。
1

１－２ 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、20世紀初期までの地震の震源域がはっきりしないことを考慮した。十勝沖の地震、根室沖の地震、色丹島沖の地
震、択捉島沖の地震と同定した地震の中で、各々最近の地震（1952年・1973年・196
9年・1963年）をそれらの代表例と考え、図２の過去の震源域を参考に、想定震源域
を図２のハッチを施した楕円形に設定した。
2003年9月26日に「平成15年（2003年）十勝沖地震（M8.0）」（以下、「2003年十勝沖地震」と呼ぶ）が発生した。この地震は1952年の十勝沖地震と震源や規模がほぼ同じであることから、2003年3月24日公表時点での本報告（以下、「前報告」と呼ぶ）が想定していた十勝沖の地震と考えられる（地震調査委員会, 2003）。この地
震の震源域の詳細については現在調査研究の途上にあるため、本報告では十勝沖の地震の代表例として1952年の地震を採用した。
なお、津波堆積物の調査に基く最近の研究成果によれば、次の十勝沖の地震と根室沖の地震は連動する可能性があるので、その場合の想定震源域を図２の破線を施した領域に設定した。
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、震度分布等に基く調査研究の成果を吟味し、十勝沖から択捉島沖にかけての大地震を表２のように整理した。各領域で評価した地震（表２）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。
２－１ 過去の地震について
十勝沖から択捉島沖にかけての千島海溝沿いに発生した大地震については、1839
年の地震*１まで遡って確認された研究成果がある。しかし、1839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。
十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震
過去の十勝沖の地震については、1839年より後から「2003年十勝沖地震」より前までに1843年と1952年の２回発生した可能性があると考えた。ともに厚岸付近に強震動と死傷者多数を伴う津波（厚岸で４～6.5ｍ）をもたらした。但し、1843年の地震は震源域が根室沖～色丹島沖にあるという研究成果もある。これらの地震の規模は195
2年がM8.2（Mw8.1）、1843年がM8.0(Mt8.0)*2である（表２参照）。
過去の根室沖の地震については、1839年より後から現在までに1894年と1973年の２回発生した可能性があると考えた。ともに根室半島付近で負傷者を伴う地震動と津波
１*1839 年の地震は、十勝沖から択捉島沖にかけて、歴史文書に記録が残る最古の海溝型地震であると判断した。厚岸にある国泰寺の「客殿の金灯篭が落下、門前の石灯籠が飛散大破、戸障子が破損などの被害があった」という記録から、根室沖周辺の大地震であった可能性がある。しかしながら「津軽でも強く感じ」たことから震源の位置や発震機構は不明瞭であり、本報告書では、この地震を検討
対象とはしなかった。この地震より後は歴史文書等に基く被害記録が比較的明瞭であり、大地震の見落としはないであろうと考えた。
*2 Mw は「モーメントマグニチュード」のことである。地震の規模を表すマグニチュード(M)は、観測点における地震波(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、Mw は震源の物理的な規模を表す地震モーメントという量を使って算出するマグ
ニチュードである。地震の震源域の規模を反映し、マグニチュードの頭打ち(地震が大きくてもマグニチュードはその割に大きくならない現象)を回避できるために、物理的な意味が明確な指標である。
Mt は「津波マグニチュード」のことであり、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 Mw と等しくなるように決められており（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無い歴史地震にも適用可能(Abe,1999)である。従って歴史地震の Mw を推定する上で信頼性が高い。この報告書で示す 1884 年以前の Mの値は歴史記録の被害記録から推定されたものであって、それ以後の近代観測で得られた M と充分に整合性がとれていないが、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うえでより信頼性が高いと考えられる。

2

（２～３ｍ）を記録した。但し、1894年の地震は震源域の両端が十勝沖ないしは色丹島沖まで及ぶ可能性もある。これらの地震の規模は1973年がM7.4（Mw7.8）、1894年
がM7.9（Mt8.2）である（表２参照）。
なお、津波堆積物の分析により過去に400～500年程度の間隔で、1952年十勝沖地
震をはるかに超える規模の津波が発生したことが知られている。最新の事例は17世紀であり、現在の海岸線から１～４km程度内陸まで浸水した。本報告書では、最近の研究成果に基き、これらの津波が十勝沖の地震と根室沖の地震の連動によって発生したと判断した。
過去の色丹島沖の地震については、1839年より後から現在までに1893年と1969年の２回発生した可能性があると考えた。ともに根室半島周辺で震度４前後の地震動を伴い、色丹島で２～３ｍの高さの津波を記録しているが、負傷者は記録されていない。
これらの地震の規模は1969年がM7.8（Mw8.2）、1893年がM7.7である（表２参照）。
但し、限られた歴史記録からは、1893年の地震の震源位置や規模に不定性があることに留意する必要がある。
過去の択捉島沖の地震については、1839年より後から現在までに1918年と1963年の２回発生した可能性があると考えた。ともに、北海道での被害は軽微であるが、ウルップ島では４～12ｍの大きな津波が観測されている。但し、1918年の地震は、1963年の地震とは破壊域が完全には一致しないという研究成果もある。これらの地震の規模は、1963年がM8.1（Mw8.5）、1918年がM8.0（Mt8.5）である（表２参照）。
上記のように1839年より後で「2003年十勝沖地震」より前には、各領域で発生した地震は２回しか知られておらず、また、必ずしも同じ場所を破壊しているとは断言できないが、本報告では区分けした各領域では、M８クラスのプレート間大地震が繰り返し発生するとし、それらの平均活動間隔はどの領域でもほぼ同程度と仮定した。
そこで、各領域の過去２回の地震発生間隔（十勝沖 108.9年、根室沖 79.2年、色丹島沖 76.2年、択捉島沖 45.1年）の違いをばらつきと見なし、それらの値の平均値77.4年が平均活動間隔を近似するものとした。その後、2003年に「2003年十勝沖地震」が発生したが、1952年の十勝沖の地震との間隔51.6年は、概ね上記の平均値が有する
ばらつきの範囲内にあるので、本報告では「前報告」の平均活動間隔の想定を変更しないこととした。
以上を踏まえ、過去の十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震の平均発生間隔は一律に77.4年、最新発生からの経過時間は2003年10月１日現
在で各々０年・30.3年・34.1年・40.0年となり、平均発生間隔の各々０割・４割程度・４割程度・５割程度が経過したとみなした。各々の地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等は表３－１～表３－４にまとめた。
上記以外の地震
ひとまわり小さいプレート間地震
十勝沖～根室沖の領域では死者２名を伴った1915年のM7.0の地震を含めて、M７以上の地震がほぼ記録されるようになったと考えられる1900年以降、５回のM7.1前後のプレート間地震が発生している。色丹島沖～択捉島沖の領域では、北海道での被害は記録されていないものの、M7.1程度（Mw7.7程度）の地震が、WWSSN（世界標準地震計
観測網）が整備された1963年以降４回発生している。そこで、十勝沖～根室沖の領域
ではM7.0以上、色丹島沖～択捉島沖の領域ではMw7.5以上のプレート間地震（上記のM
８クラスの地震を除く）を評価対象とし、それらの地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等を表３－５にまとめた。
プレート内地震3

沈み込んだプレート内のやや浅い地震（深さ50km程度, M８クラス）については、
1839年より後から現在までに十勝沖から択捉島沖にかけて、1958年と1994年の２回発生したと考えた。1958年の択捉島沖の地震は釧路で震度５の地震動を伴い、色丹島で最大５ｍの津波をもたらしたが、北海道では死傷者は出なかった。1994年の地震（北海道東方沖地震）は釧路で最大震度６を記録、色丹島や宮古で５ｍを越える津波を伴い、多くの負傷者がでた。
沈み込んだプレート内のやや深い地震（深さ100km程度, M7.5程度）については、
1923年より後から現在までに十勝沖から択捉島沖にかけて、1924年、1978年12月、および1993年の３回発生したと考えた。いずれも津波を伴わなかったが強震動をもたらした。特に1993年の地震（釧路沖地震）は、釧路で最大震度６を記録し、死者２名と多くの負傷者を伴った。それらの発生領域、震源域の形態、発生間隔等は表３－６にまとめた。
評価対象としなかった地震
1968年に色丹島沖でM6.9（Mt7.3, Mw7.3）の地震が発生した。1973年の根室半島沖
地震と1969年の色丹島沖の地震の境界部を震源域にもつ比較的余震の多い地震であり、津波（根室において最大全振幅26cm、被害なし）も観測された。プレート境界の浅いところで起きた地震とされるが、ひとまわり小さいプレート間地震の評価基準（Mw≧7.5）に達しなかったので評価対象からは外した。
また、1975年に色丹島沖でM7.0（Mt7.9）の地震が発生した。震度のわりに津波が大きく、色丹島で４ｍ程度の津波を伴うなど、津波地震であった可能性が高い。この地震は、地震動による影響が軽微であることを考慮し、検討対象（ひとまわり小さい地震）からは外した。
これらの他、1982年に浦河沖でM7.1の地震が発生し、津波被害はないものの多数の負傷者を伴った。しかしながら、この地震は陸域のプレート内で発生したものである
ため、評価対象からは外した。
２－２ 将来の地震について
将来の地震の発生確率は、2001年6月8日に地震調査委員会が公表した「長期的な地震発生確率の評価手法について」*4に基いて予測した。
十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震
各領域の次の大地震の発生確率は２－１で求めた過去の平均活動間隔と最新活動からの経過時間からBPT分布モデルを用いて推定し、想定規模は過去の地震規模から推定した。その結果は以下のとおり。
次の十勝沖の地震の今後30年以内の発生確率は0.003～0.2％程度、今後50年以内の発生確率は４～10％程度、規模はM8.1前後と推定される（表４－１）。なお、「2003年十勝沖地震」の規模M8.0は上記の推定の範囲内であるため、本報告では「前報告」の想定規模を変更しなかった。
次の根室沖の地震の今後30年以内の発生確率は20～30％程度、今後50年以内の発生確率は60％程度、規模はM7.7程度と推定される（表４－２）。
但し、次の十勝沖の地震と次の根室沖の地震は連動する可能性があり、その場合*4 ある事象に関して、過去の時系列データから将来の発生確率を予測する統計的な手法において、事象が発生する毎に状況が更新される（振り出しに戻る）ものを更新過程と呼ぶ。そのうち事象が偶発的に起こる（即ち事象の単位時間あたりの発生回数が最新事象からの経過時間によらず一定な）モデルをポアソン過程と呼ぶ。一方、過去の時系列データのうち最新発生時期が分かっている場合には、事象の性質に応じて将来の予測をするモデルがいくつか提唱されており、地震による応力解放とプレート運動による応力蓄積の物理的過程と調和的な BPT 分布モデルがある。地震調査委員会(2001)では、最新の活動時期が分かっており、当該地域で繰り返し発生する可能性があると評価した地震の系列に対しては BPT 分布モデルを採用し、それ以外の場合はポアソン過程を採用することとしている。

4

の地震の規模はM8.3程度と推定される。
次の色丹島沖の地震の今後30年以内の発生確率は20～30％程度、今後50年以内の発生確率は70％程度、規模はM7.8前後（Mw8.2前後）と推定される（表４－３）。
次の択捉島沖の地震の今後30年以内の発生確率は40％程度、今後50年以内の発生
確率は70～80％程度、規模はM8.1前後（Mw8.5前後）と推定される（表４－４）。
上記以外の地震について、次の地震の発生確率は２－１で求めた過去の平均発生頻度からポアソン過程を用いて推定し、想定規模は過去の地震規模から推定した。地震の分類ごとの結果は次のとおり。
ひとまわり小さいプレート間地震
十勝沖～根室沖においては、M７以上の地震がほぼ記録されるようになったと考えられる1900年以降、規模がM7.0～7.2のものが約20年に1回の割合で発生していることから、次の地震の今後30年以内の発生確率は80％程度、その規模はM7.1前後と推定される。
色丹島沖～択捉島沖においては、WWSSN（世界標準地震計観測網）が整備された1963年以降、規模がM6.8～7.3（Mw7.5～7.9）程度のものが約10年に１回の割合で発生していることから次の地震の今後30年以内の発生確率は90％程度以上、その規模はM7.1程度（Mw7.7程度）と推定される（表４－５）。
プレート内地震
沈み込んだプレート内のやや浅い地震（深さ50km程度, M８クラス）に関しては、規模がM8.1～8.2のものが1839年より後では２回発生していることから、次の地震の今後30年以内の発生確率は30％程度、その規模はM8.2前後と推定される。
沈み込んだプレート内のやや深い地震（深さ100km程度, M7.5程度）に関しては、
規模がM7.5～7.6（1978年の地震はM7.5程度の規模を有すると判断）のものが1923年
より後では３回発生していることから、次の地震の今後30年以内の発生確率は70％程
度、その規模はM7.5程度と推定される（表４－６）。
３ 今後に向けて・ 20世紀初期までの地震について、その震源域には不確実性が大きいので、領域の区
域分けや想定震源域は大まかな目安である。より信頼度の高い評価のためには、震源域やアスペリティについての調査研究が重要である。
・ ４つの領域の最新の２回の地震の発生間隔を平均して、平均発生間隔を求めた。今後、領域ごとに異なる平均発生間隔を求める手法やデータが得られれば、発生確率の評価について見直す必要がある。
・ プレート内の地震について、その震源が明らかにプレート内と言えるものは最近の地震のみである。より精度の高い評価のためには、古い地震の震源の特定が望ましい。
・「2003年十勝沖地震」について、現在様々な調査研究が行われている。今後この地震に関する新たな知見が得られた段階で、本評価を再度見直す予定である。

5

表１

十勝沖から択捉島沖にかけての主な地震の発生領域の目安（凡例：○＝当該年月日に発生した地震の発生領域の目安。）
発生年月日
地震名（通称）十 根 色 択 Ｍ
勝 室 丹 捉沖 沖 島 島沖 沖
1843年 4月25日
1893年 6月 4日
1894年 3月22日
1918年 9月 8日
1952年 3月 4日
1963年10月13日
1969年 8月12日
1973年 6月17日
2003年 9月26日

表２

○
○
○
○
十勝沖地震

○
○
○

根室半島沖地震○

2003年十勝沖地震

○

8.0
7.7
7.9
8.0
8.2
8.1
7.8
7.4

備考

十勝沖・根室沖・色丹島沖・択捉島沖について、各々「十勝沖の地震」・「根室沖の地震」・「色丹島沖の地震」・「択捉島沖の地震」と同定したものを示した。

8.0

十勝沖から択捉島沖にかけて発生した主な地震のマグニチュード等

地震発生領域

地震発生
年月日

地震の平均的発生頻度等注１

地震規模注２
MMt

死傷者数注３
Mw

死者・行

負傷者

方不明者

十勝沖の地震

1843/ 4/25

8.0

8.0

8.2

8.2

２回の地震の発生間隔は79.2年

8.0
7.9

「2003年十勝沖地震」より前の２回の地震の発生間隔は108.9年

1952/ 3/ 4

46

―

8.1

33

287

8.0
8.2

8.3

2
1

844
6

8.1

7.8

0
0

26
0

0
24

―

0

0

0
2

0
0

―

―
0
0
0
0

4
3
0
0

―
―

―
―
0
473

根室沖の地震2003/ 9/26注4
1894/ 3/22

色丹島沖の地震

1973/ 6/17
1893/ 6/ 4

２回の地震の発生間隔は76.2年

7.4
7.7

1969/ 8/12
1918/ 9/ 8

２回の地震の発生間隔は45.1年

7.8
8.0

8.2
8.5

8.2

択捉島沖の地震

8.1

8.4

8.5

1963/10/13
ひとまわり小さい
プレート間地震

十勝沖・
根室沖

色丹島沖・
択捉島沖

プ レー ト 内 地
震

やや浅い
地震注5
やや深い
地震注5

1900/12/25
1915/ 3/18
1924/12/29
1961/ 8/12
1962/ 4/23
1978/ 3/23
1978/ 3/25
1991/12/22
1995/12/ 4
1958/11/ 7
1994/10/ 4

1900年以降の約100年間において発生は5回。

1924/ 7/ 1
1978/12/ 6
1993/ 1/15

1923年以降の約80年間において発生は、3回。

1963年以降の約40年間において発生は4回。

1839年の地震より後の164年間において発生は、2回。

7.1
7.0
7.0
7.2
7.1
7.0
7.3
6.8
7.3
8.1
8.2
7.6
7.2
7.5

6.8
6.7
7.5
7.7

8.2
8.2

7.0
7.6
7.5
7.6
7.9
8.3
8.3
7.8
7.6

0

0
0
―
―
2

―
―
967

注1:十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震については、「2003年十勝沖地震」より前の過去２回の地震の発生間隔を示した。但し、これらの値の平均値（77.4年）を、全領域の地震の平均発生間隔として採用していることに留意されたい。
注2: Mの欄は宇津(1982,1985,1999)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)

6

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(宇津,1982・1985)による。」としている。但し、当該領域が国境付近にあることを考慮し、1900年以降の地震に関しては、IASPEI（国際地震学地球内部物理学協会）の震源カタログ(Engdahl and Villasenor,2002)、阿部の震源カタログ(Abe(1981b,1985)、Abe and Noguchi(1983a,1983b))も参照した。また、宇津(1982,1985,1999)がMを決めるうえで気象庁Mを引用した地震については、気象庁による改訂M値（2003年9月25日）を採用した。
Mtの欄は阿部(1988,1999)の表に記述されたMtを採用することとした。
Mwの欄に関しては、宇津の表(1999)、Harvard CMTカタログを採用し、IASPEI（国際地震学地球内部物理学協会）の震源カタログ(2002)、阿部の震源カタログ(Abe(1981b,1985)、Abe and Noguchi(1983a,1983b))も参照した。
注3:死傷者の欄は宇津(1999)によった。表中「－」は不明（記録がない）でゼロとは限らない、「数人」は死（傷）者があったが数については情報がないことを表す。なお、北方領土の死傷者は必ずしも含まれてはいない（そのような例として北方四島で11名の死者をもたらした1994年北海道東方沖地震が挙げられる）ことに留意する必要がある。
注4:2003年9月26日の地震の記録は以下にもとづく：Mは気象庁による、Mtは阿部(1981)の手法による、MwはHarvard CMTカタログの暫定値による、死傷者（行方不明２名, 負傷者は重傷64名を含む844名）は、平成15年10月31日18時現在の消防庁発表（第33報）による。
注5:プレート内地震に関しては、M８クラス（やや浅い地震）とM7.5程度（やや深い地震）の地震を示した。1978年の地震の気象庁Mは7.
2であるが、気象庁の検知網の端で起こったためその精度が高くないこと、Mwが7.8であることや震度分布のひろがりを考慮し、M7.5程度の地震に含めた。

7

表３－１

十勝沖の地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等

項目

特性

根拠

評価の
信頼度
注１

(1) 地震の発生領域 図２の十勝沖の塗りつぶした領域の目安（但し根室沖の地震と連動する場合は
図２の破線を施した領域）(2) 震源域の形態(3) 震源域

震源域は、1952年の地震の本震後1ヶ月間の余震分布から推定した余震域、Hirata et al.(2003)が津波数
陸側のプレートと太平洋プレートの境界面。 値実験から求めたすべり
量分布、及び規模（M）を低角逆断層型。
参考に判断した*。

Ｂ

図２（深さは、沿岸寄りでは50km程度、千島「2003年十勝沖地震」の震海溝寄りでは10数km程度）
源域は現在様々な調査研（但し根室沖の地震と連動する場合は究が進行中で確定してい図２の十勝沖・根室沖の連動想定震源域） ないため、本報告では参照することにとどめた。

(4)震源断層面での平 約N115°E
均的なずれの向き（陸側のプレートの太平洋プレートに対する動きの向き）(5) 発生間隔等

平均発生間隔約77.4年(「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔
108.9年)

なお、次の十勝沖の地震は根室沖の地震と連動する可能性がある。
太平洋プレートの陸側のプレートに対する相対運動方向（Wei and Seno(1998), Sella et al.(2002)）から推定した。
「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔108.9年(十勝沖の地震)、79.2年(根室沖の地震)、76.2
年(色丹島沖の地震)、45.1年(択捉島沖の地震)を平均して求めた。

最新発生時期(2003年9月26日)から2003年10月1日現在までの経過時間
０年*

震源域の面積は、規模（M）と断層面積（S）を関係付ける宇津（2001）の経験式 log S = M-4.0等を参考にした。

8

表３－２

根室沖の地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等

項目

特性

根拠

評価の
信頼度
注１

(1) 地震の発生領域 図２の根室沖の塗りつぶした領域の目安（但し十勝沖の地震と連動する場合は
図２の破線を施した領域）(2) 震源域の形態

震源域は、1973年の地震の本震後1ヶ月間の余震分
布、及び規模（Mw）から推定した余震域を参考にし*陸側のプレートと太平洋プレートの境界面。 て判断した 。

低角逆断層型。

なお、次の根室沖の地震は十勝沖の地震と連動する可能性がある。

(3) 震源域

Ｂ

図２（深さは、50km程度以浅）（但し根室沖の地震と連動する場合は
図２の十勝沖・根室沖の連動想定震源域）
太平洋プレートの陸側のプレートに対(4)震源断層面での平 約N116°E
均的なずれの向き（陸側のプレートの太平洋プレートに対す する相対運動方向（Wei and Seno(1998), Sella et al.(2002)）から推定しる動きの向き）(5) 発生間隔等

平均発生間隔(最新２回の地震の発生間隔

約77.4年
79.2年)た。
「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔108.9年(十勝沖の地震)、79.2年(根室沖の地震)、76.2
年(色丹島沖の地震)、45.1年(択捉島沖の地震)を平均して求めた。

最新発生時期(1973年6月17日)から2003年10月1日現在までの経過時間
30.3年*

震源域の面積は、規模（M）と断層面積（S）を関係付ける宇津（2001）の経験式 log S = M-4.0等を参考にした。

9

表３－３

色丹島沖の地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等

項目

特性

根拠

評価の
信頼度
注１

震源域は、1969年の地震の(1) 地震の発生領域 図２の色丹島沖の塗りつぶした領域
本震後1ヶ月間の余震分の目安(2) 震源域の形態
陸側のプレートと太平洋プレートの境界面。 布、及び規模（Mw）から推Ｂ定した余震域を参考にし
低角逆断層型。
て判断した*。
(3) 震源域
図２（深さは、60km程度以浅）
太平洋プレートの陸側のプレートに対(4)震源断層面での平 約N118°E
均的なずれの向き（陸側のプレートの太平洋プレートに対す する相対運動方向（Wei and Seno(1998), Sella et al.(2002)）から推定しる動きの向き）(5) 発生間隔等

平均発生間隔(最新２回の地震の発生間隔

約77.4年
76.2年)た。
「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔108.9年(十勝沖の地震)、79.2年(根室沖の地震)、76.2
年(色丹島沖の地震)、45.1年(択捉島沖の地震)を平均して求めた。

最新発生時期(1969年8月12日)から2003年10月1日現在までの経過時間
34.1年

表３－４

択捉島沖の地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等

項目

特性

根拠

評価の
信頼度
注１

震源域は、1969年の地震の(1) 地震の発生領域 図２の択捉島沖の塗りつぶした領域
本震後1ヶ月間の余震分の目安(2) 震源域の形態
陸側のプレートと太平洋プレートの境界面。 布、及び規模（Mw）から推Ｂ定した余震域を参考にし
低角逆断層型。
て判断した*。
図２（深さは、60km程度以浅）(3) 震源域
太平洋プレートの陸側のプレートに対(4)震源断層面での平 約N120°E
均的なずれの向き（陸側のプレートの太平洋プレートに対す する相対運動方向（Wei and Seno(1998), Sella et al.(2002)）から推定しる動きの向き）(5) 発生間隔等

平均発生間隔(最新２回の地震の発生間隔

約77.4年
45.1年)た。
「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔108.9年(十勝沖の地震)、79.2年(根室沖の地震)、76.2
年(色丹島沖の地震)、45.1年(択捉島沖の地震)を平均して求めた。

最新発生時期(1963年10月13日)から2003年10月1日現在までの経過時間
40.0年*

震源域の面積は、規模（M）と断層面積（S）を関係付ける宇津（2001）の経験式 log S = M-4.0等を参考にした。

10

表３－５ ひとまわり小さいプレート間地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等
十勝沖・根室沖
項目

特性

根拠

評価の
信頼度
注１

過去の当該地域の地震活(1) 地震の発生領域 図１の十勝沖と根室沖を併せた領域
動を参考にして判断した。
の目安
Ｂ(2) 震源域の形態
陸側のプレートと太平洋プレートの境界面。
低角逆断層型。
(3) 震源域
図１の十勝沖から根室沖にかけてのどこかで発生する。深さは、60km程度以浅
太平洋プレートの陸側のプレートに対(4)震源断層面での平 約N116°E
均的なずれの向き（陸側のプレートの太平洋プレートに対す する相対運動方向（Wei and Seno(1998), Sella et al.(2002)）から推定しる動きの向き）(5) 発生間隔等

平均発生頻度

約20年に1回

た。
1900年以降の約100年間にM7.0以上の地震が5回発生しているため、活動は約20年に1回とした。

色丹島沖・択捉島沖
項目

特性

根拠

評価の
信頼度
注１

過去の当該地域の地震活(1) 地震の発生領域 図１の色丹島沖と択捉島沖を併せた領域
動を参考にして判断した。
の目安(2) 震源域の形態
陸側のプレートと太平洋プレートの境界面。
Ｂ
低角逆断層型。
(3) 震源域
図１の色丹島沖から択捉島沖にかけてのどこかで発生。深さは、60km程度以浅
太平洋プレートの陸側のプレートに対(4)震源断層面での平 約N119°E
均的なずれの向き（陸側のプレートの太平洋プレートに対す する相対運動方向（Wei and Seno(1998), Sella et al.(2002)）から推定しる動きの向き）(5) 発生間隔等

平均発生頻度

約10年に1回

11た。
1963年以降の約40年間にMw7.5以上の地震が4回発生しているため、活動は約10年に1回とした。

表３－６ プレート内地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等
沈み込んだプレート内のやや浅い地震
項目

特性

根拠

評価の
信頼度
注１

過去の当該地域の地震活(1) 地震の発生領域 図１の十勝沖から択捉島沖にかけての全体動を参考にして判断した。
の目安(2) 震源域の形態
太平洋プレートの内部で発生するプレートＣ内地震。
(3) 震源域
震源域の深さは50km程度。具体的な地域は特定できない。
1839年の地震より後の164年間に、M8(4) 発生間隔等
平均発生頻度
約82年に1回
クラスの地震が2回発生しているため、活動は約82年に1回とした。

沈み込んだプレート内のやや深い地震
項目

特性

根拠

評価の
信頼度
注１

過去の当該地域の地震活(1) 地震の発生領域 図１の十勝沖から択捉島沖にかけての全体動を参考にして判断した。
の目安(2) 震源域の形態
太平洋プレートの内部で発生するプレートＣ内地震。
(3) 震源域
震源域の深さは100km程度。具体的な地域は特定できない。
1923年以降の約80年間に、M7.5程度の(4) 発生間隔等
平均発生頻度
約27年に1回
地震が3回発生しているため、活動は約27年に1回とした。
注 1: 評価の信頼度は、評価に用いたデータの量的・質的な充足性などから、評価の確からしさを相対的にランク付けしたもので、A から D の４段階で表す。各ランクの一般的な意味は次のとおりである。
A：（信頼度が）高い

B：中程度

C：やや低いD：低い

評価の信頼度は、想定地震の発生領域、規模、発生確率のそれぞれの評価項目について与える。なお、発生領域の評価の信頼度ラ
ンクの具体的な意味は以下のとおりである。分類の詳細な方法については（付表）を参照のこと。
発生領域の評価の信頼度
A：過去の地震から領域全体を想定震源域とほぼ特定できる。ほぼ同じ震源域で大地震が繰り返し発生しており、発生領域の信頼性は高い。
B：過去の地震から領域全体を想定震源域とほぼ特定できる。ほぼ同じ震源域での大地震の繰り返しを想定でき、発生領域の信頼性は中程度である。
または、
想定地震と同様な地震が領域内のどこかで発生すると考えられる。想定震源域を特定できないため、発生領域の信頼性は中程度である。
C：発生領域内における大地震は知られていないが、ほぼ領域全体もしくはそれに近い大きさの領域を想定震源域と推定できる（地。過去に大地震が知られていないため、発生領域の信頼性はやや低い。
震空白域＊5）または、
想定地震と同様な地震が領域内のどこかで発生すると考えられる。想定震源域を特定できず、過去の地震データが不十分であるため発生領域の信頼性はやや低い。
D：発生領域内における大地震は知られていないが、領域内のどこかで発生すると考えられる。ただし、地震学的知見が不十分なため発生領域の信頼性は低い。

＊5

いわゆる海溝型地震など、プレート境界で発生する大地震は、その震源域が互いにほとんど重ならず、大地震が起こっていない領域を埋めるように次々と起こってゆく傾向がみられる。このように大地震の発生する可能性がある領域において、隣接する領域で大地震が発生しているにもかかわらず、まだ大地震が発生していない領域を「地震空白域」という。

12

表４－１

次の十勝沖の地震の発生確率等

項目

将来の地震発生
確率等注１

備考

評価の
信頼度
注４

今後10年以内の発生確率
今後20年以内の発生確率
今後30年以内の発生確率
今後40年以内の発生確率
今後50年以内の発生確率
地震後経過率次の地震の規模

ほぼ0％
ほぼ0％0.003％～0.2％
0.3％～2％
4％～10％
0
M8.1前後注３(M8.3程度注３)☆

ＢＰＴ分布モデルに平均発生間隔77.4年及び発生間隔のばらつきα=0.24（陸域の活断層に対する値(地震調査委員会,2001)）～0.32（各領域における「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔より求めた値）を適用して算出した。

Ｂ

経過時間0年を平均発生間隔77.4年で割った値。
「2003年十勝沖地震」より前に発生した地震のMを参考にして判断した。
「2003年十勝沖地震」の規模に関しては、現在様々な調査研究が進行中であることを考慮して、本報告では参照することにとどめた。

Ｂ☆十勝沖の地震（1952年, M8.2）と根室沖の地震（1894年, M7.9）を参考にして、根室沖の地震と連動した場合の規模を示す。

表４－２

次の根室沖の地震の発生確率等

項目

将来の地震発生
確率等注１

備考

評価の
信頼度
注４

今後10年以内の発生確率
今後20年以内の発生確率
今後30年以内の発生確率
今後40年以内の発生確率
今後50年以内の発生確率
地震後経過率次の地震の規模

0.4％～2％
4％～10％
20％～30％
40％程度
60％程度
0.39
M7.7程度注３(M8.3程度注３)☆

ＢＰＴ分布モデルに平均発生間隔77.4年及び発生間隔のばらつきα=0.24（陸域の活断層に対する値(地震調査委員会,2001)）～0.32（各領域における「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔より求めた値）を適用して算出した。

Ｂ

経過時間30.3年を平均発生間隔77.4年で割った値。
過去に発生した地震のMを参考にして判断した。
☆十勝沖の地震（1952年, M8.2）と根室沖の地震（189Ｂ4年, M7.9）を参考にして、十勝沖の地震と連動した場合の規模を示す。

表４－３

次の色丹島沖の地震の発生確率等

項目

将来の地震発生
確率等注１

備考

評価の
信頼度
注４

今後10年以内の発生確率
今後20年以内の発生確率
今後30年以内の発生確率
今後40年以内の発生確率
今後50年以内の発生確率
地震後経過率次の地震の規模

1％～4％
8％～20％
20％～30％
50％程度
70％程度
0.44
M7.8前後注３（Mw8.2前後注３）

ＢＰＴ分布モデルに平均発生間隔77.4年及び発生間隔のばらつきα=0.24（陸域の活断層に対する値(地震調査委員会,2001)）～0.32（各領域における「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔より求めた値）を適用して算出した。

Ｂ

経過時間34.1年を平均発生間隔77.4年で割った値。
過去に発生した地震のMを参考にして判断した。また過去の地震のMとMwの差が大きいため、Mwも参考として示した。

13

Ｂ

表４－４

次の択捉島沖の地震の発生確率等

項目

将来の地震発生
確率等注１

備考

評価の
信頼度
注４

今後10年以内の発生確率
今後20年以内の発生確率
今後30年以内の発生確率
今後40年以内の発生確率
今後50年以内の発生確率
地震後経過率次の地震の規模

4％～9％
20％程度
40％程度
60％程度
70～80％程度
0.52
M8.1前後注３（Mw8.5前後注３）

ＢＰＴ分布モデルに平均発生間隔77.4年及び発生間隔のばらつきα=0.24（陸域の活断層に対する値(地震調査委員会,2001)）～0.32（各領域における「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震の発生間隔より求めた値）を適用して算出した。

Ｂ

経過時間39.2年を平均発生間隔77.4年で割った値。
過去に発生した地震のMを参考にして判断した。また過去の地震のMとMwの差が大きいため、Mwも参考として示した。

Ｂ

表４－５ 次のひとまわり小さい規模のプレート間地震の発生確率等
十勝沖・根室沖項目

将来の地震発生
確率等注２

備考

評価の
信頼度
注４

今後10年以内の発生確率
今後20年以内の発生確率
今後30年以内の発生確率
今後40年以内の発生確率
今後50年以内の発生確率
次の地震の規模

40％程度
60％程度
80％程度
90％程度
90％程度
M7.1前後注３

1900年以降の約100年間にM7.0以上の地震が5回発生しているため、平均活動間隔を20年とし、ポアソン過程から発生確率を算出した。

Ｂ

過去に発生した地震のMを参考にして判断した。

Ａ

将来の地震発生
確率等注２

備考

色丹島沖・択捉島沖
項目

評価の
信頼度
注４

今後10年以内の発生確率
今後20年以内の発生確率
今後30年以内の発生確率
今後40年以内の発生確率
今後50年以内の発生確率
次の地震の規模

60％程度
90％程度
90％程度以上
90％程度以上
90％程度以上
M7.1程度注３（Mw7.7程度注３）

1963年以降の約40年間にMw7.5以上の地震が4回発生しているため、平均活動間隔を10年とし、ポアソン過程から発生確率を算出した。

過去に発生した地震のMを参考にして判断した。また過去の地震のMとMwの差が大きいため、Mwも参考として示した。

14ＣＡ

表４－６ 次のプレート内地震の発生確率等
沈み込んだプレート内のやや浅い地震
項目

将来の地震発生
確率等注１

備考

評価の
信頼度
注４

今後10年以内の発生確率
今後20年以内の発生確率
今後30年以内の発生確率
今後40年以内の発生確率
今後50年以内の発生確率
次の地震の規模

10％程度
20％程度
30％程度
40％程度
50％程度
M8.2前後注３

1839年の地震より後の164年間に、太平洋プレート
内部、深さ50km程度でM8クラスの地震が2回発生しているため、平均活動間隔を82年とし、ポアソン過程から発生確率を算出した。
過去に発生した地震のMを参考にして判断した。

Ｃ

Ｂ

沈み込んだプレート内のやや深い地震
項目

将来の地震発生
確率等注１

備考

評価の
信頼度
注４

今後10年以内の発生確率
今後20年以内の発生確率
今後30年以内の発生確率
今後40年以内の発生確率
今後50年以内の発生確率
次の地震の規模
*

30％程度
50％程度
70％程度
80％程度
80％程度
M7.5程度注３

1923年以降の約80年間に、太平洋プレート内部、深さ100km程度でM7.5程度の地震が3回発生している
ため、平均活動間隔を27年とし、ポアソン過程から発生確率を算出した。
過去に発生した地震のMを参考にして判断した。

Ｃ

Ｂ*

過去に発生した地震の回数は3回であるが、そのうちの2回（1924年、1978年）の地震規模の不確定性が大きいことを考慮し、地震数1個に対応する信頼度を付与している。
注１：評価時点は全て2003年10月1日。「ほぼ0％」は10-3％未満の確率値を示す。
注２：ポアソン過程を用いているため評価時点がどの時点でも確率は変化しない。
注３：この報告書では、Mの数値の推定のばらつきについて、「程度」および「前後」を使用。「程度」は「前後」よりばらつきが大きい場合に使用した。
注４：評価の信頼度は、評価に用いたデータの量的・質的な充足性などから、評価の確からしさを相対的にランク付けしたもので、Aから D の４段階で表す。各ランクの一般的な意味は次のとおりである。
A：（信頼度が）高い

B：中程度

C：やや低い D：低い

評価の信頼度は、想定地震の発生領域、規模、発生確率のそれぞれの評価項目について与える。発生確率の評価の信頼度は、地震発生の切迫度を表すのではなく、確率の値の確からしさを表すことに注意する必要がある。なお、規模および発生確率の信頼度
ランクの具体的な意味は以下のとおりである。分類の詳細な方法については（付表）を参照のこと。
規模の評価の信頼度
A：想定地震と同様な過去の地震の規模から想定規模を推定した。過去の地震データが比較的多くあり、規模の信頼性は高い。
B：想定地震と同様な過去の地震の規模から想定規模を推定した。過去の地震データが多くはなく、規模の信頼性は中程度である。
C：規模を過去の事例からでなく地震学的知見から推定したため、想定規模の信頼性はやや低い。
D：規模を過去の事例からでなく地震学的知見から推定したが、地震学的知見も不十分で想定規模の信頼性は低い。

発生確率の評価の信頼度
A：想定地震と同様な過去の地震データが比較的多く、発生確率を求めるのに十分な程度あり、発生確率の値の信頼性は高い。
B：想定地震と同様な過去の地震データが多くはないが、発生確率を求め得る程度にあり、発生確率の値の信頼性は中程度である。
C：想定地震と同様な過去の地震データが少なく、必要に応じ地震学的知見を用いて発生確率を求めたため、発生確率の値の信頼性はやや低い。今後の新しい知見により値が大きく変わり得る。
D：想定地震と同様な過去の地震データがほとんど無く、地震学的知見等から発生確率の値を推定したため、発生確率の値の信頼性は低い。今後の新しい知見により値が大きく変わり得る。

15

図 1 千島海溝沿いの評価対象領域

図 2 余震分布から推定した過去の震源域、及び想定震源域

16

説明
１

千島海溝沿いの地震活動に関するこれまでの主な調査研究
十勝沖から択捉島沖にかけての千島海溝沿いの歴史地震にかかわる調査研究としては、宇佐美(1996,2003)、渡辺(1998)、宇津(1982,1985,1999)、阿部(1999)、地震調査委員会(1999)、札幌管区気象台(2000)等がある。それらの津波波源域は羽鳥(1969,1971,1973,1974,1982,1984,1995)等が研究している。
大地震の系列の同定にかかわる調査研究としては、宇津(1972, 1984,1999)、Fukao and Furumoto(1979)、及び、原田・石橋(2001)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、十勝沖の地震(1952年)については、
笠原(1975)、Aida(1978)、Fedotov(1982)、Hirata et al.(2003)等がある。根室沖の地震(1973年)
については、Shimazaki(1974)、多田(1974)、Aida(1978)、Kikuchi and Fukao(1987)等がある。色丹島沖の地震(1969年)については、Abe(1973)、Fukao and Furumoto(1975)、Schwartz and Ruff(1985,
1987)、Kikuchi and Fukao(1987)等がある。択捉島沖の地震(1963年)については、 Kanamori(1970)、
Beck and Ruff(1987)、Schwartz and Ruff(1987)等がある。ひとまわり小さい規模の地震ついては、
1978年の地震のHurukawa and Ellsworth(1999)、1995年の地震のHurukawa(1998), Schwartz(1999)
等の研究成果がある。プレート内地震に関しては、1958年択捉島沖の地震の研究として Fukao and
Furumoto(1979)、Schwarz and Ruff(1987)、Harada and Ishibashi(1999,2001,2002)等が、1978年国後水道付近の地震の研究として Kasahara and Sasatani(1985)等が、1993年釧路沖地震の研究として
Ide and Takeo(1996)、笠原(2000a)等があり、1994年北海道東方沖地震の研究として 笠原他(2000b)､ 菊地・金森(2000)等がある。「2003年十勝沖地震」については、現在さまざまな調査研究が進められている（一例はYamanaka and Kikuchi(submitted)）。
歴史記録および地震観測記録で知られている津波を超える規模の津波に関する調査研究としては、
平川他(2000a,2000b)、七山他(2001a,2001b,2002)、平川(2003)等があり、これらの津波をもたらす
地震の震源モデルの研究としては、Nanayama et al.(2003)等がある。
十勝沖から根室沖にかけての太平洋プレートの沈み込みに関連したバックスリップモデルの研究としては、GPSデータを用いた伊藤他(1999)、Ito et al.(2000)がある。また、太平洋プレートの沈み込みに関連して発生する微小地震の震源分布や太平洋プレート内二重深発地震面等の調査研究としては、Kosuga et al.(1996)、勝俣他(2002)等があり、十勝沖から根室沖にかけての海底地下構造についての調査研究としては、仲西他(2001)等がある。

２ 千島海溝沿いの地震活動の長期評価の説明
２－１ 地震の発生位置及び震源域の形態に関する評価の説明
地震の発生位置及び震源域の評価作業に当っては、過去の震源モデルを参照し、微小地震等に基くプレート境界面の推定に関する調査研究成果及び当該地域の速度構造についての調査研究成果を参照して、十勝沖から択捉島沖にかけての領域について推定した。
各領域の区域分けについては、過去の大地震の震源域、波源域、震源モデルの分布、バックスリップモデルの研究成果を考慮して行った(図1)。但し、20世紀初期以前の大地震に関しては、その震源域やメカニズムが必ずしも明確ではなく、限定された歴史記録や精度の低い検潮記録しか残っていないため、20世紀前半以降（「2003年十勝沖地震」より前）のＭ8クラスのプレート間大地震の震源域を余震分布に基づいて推定し、区分けの根拠とした(図2)。
将来の想定震源域については、上記の過去の震源域に基いて推定し、その面積は宇津(2000)の経
験式 logS=M-4.0 を参考にした。
プレート境界の形状については、勝俣他(2002)の微小地震を解析した研究成果と、仲西(2001)の海底地下構造の探査の結果を参考にし、火山フロントの分布(衣笠他(1992), 杉村(1978), 吉田・細野(2002))、地震調査委員会(2002)の推定等深線図との整合性にも配慮して推定した。更に、十勝沖と根室沖における気象庁震源の断面図(図6)も参照して、図5-1、5-2のように作成した。
十勝沖の地震
本報告では、1952年の地震を、十勝沖の地震の典型的な例と考えた。なお、「2003年十勝沖地震」に伴う余震活動や余効変動が現在進行中であることや、この地震の震源域に関する調査研究が現在進められており、その評価が定まっていないことから、この地震についての現在の知見は参照することにとどめた。関谷他(1974)によれば、1952年十勝沖地震の波源域(羽鳥,1973)は南東方向が拘束され17

ず、なおかつその方向に余震が広範に分布している。そこで、本報告では、本震後1ヶ月の気象庁震源での余震分布、およびHirata et al.（2003）が震度分布・津波高分布から推定したすべり量分布
図を参考にして、震源域を、長径約190km、短径約100kmの北西方向に傾き下る楕円形に想定した(図3)。
（沿岸寄りの領域端の設定）
Hirata et al.（2003）の津波数値実験によってすべり量が大きいとされる沿岸沿いの小断層を多く含むように設定した。なお、本報告で推定したプレート境界の形状(図5-1,5-2)、1952年十勝沖地
震の余震域および、Hirata et al.（2003）の震源モデルを参考にして、想定震源域の深さは、太平洋沿岸寄りで50km程度と判断した。
（千島海溝寄りの領域端の設定）
Hirata et al.（2003）の津波数値実験によってすべり量が大きいとされる海溝沿いの小断層を多く含むように設定した。なお、本報告で推定したプレート境界の形状(図5-1,5-2)、1952年十勝沖地
震の余震域および、Hirata et al.（2003）の震源モデルを参考にして、想定震源域の深さはの千島海溝寄りで10数km程度と判断した。
（東端・西端の領域端の設定）
気象庁震源による本震後1ヶ月間の余震分布や、Hirata et al.（2003）のすべり量分布図を参考にして設定した。
根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震
これらの領域に関しては、1973年・1969年・1963年を各々根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震の典型例と考えた。北海道東方沖での気象庁震源は、当該地域の地震が観測網から外れていることと、観測される地震波がプレートの沈み込みによる特異な速度構造の影響を強く受けることにより、米国地質調査所(USGS)や国際地震センター(ISC)の決定した震源に対して系統的なずれを生じている。本評価ではこのことを考慮し、本震後1ヶ月間のUSGS震源(PDE)による余震域を参考にして、震源域を想定した。根室沖に関しては、長径約130km、短径約60kmの北西方向に傾き下る楕円形に想定した。色丹島沖に関しては、長径約190km、短径約110kmの北西方向に傾き下る楕円形に想定した。
択捉島沖に関しては、長径約310km、短径約130kmの北西方向に傾き下る楕円形に想定した(図2)。なお、プレート境界の陸側のプレートの厚さが60km程度であり、60kmより深い所では太平洋プレート上
面は、アセノスフェアと接することとなり、プレート境界の地震は発生しないという知見(例えば、瀬野(1995))、および上記の十勝沖の想定震源域の推定を参考にして、想定震源域の深さは50～60km
程度以浅と判断した。
十勝沖の地震と根室沖の地震の連動
本報告では、平川他(2000a,2000b,2002)、七山他(2001a,2001b,2002)、平川(2003)による津波堆積物の調査結果と、それに基いてNanayama et al.(2003)が津波数値実験をした結果を参考にして、十勝沖の地震と根室沖の地震が連動する可能性があると判断し、その場合の震源域を、上記の十勝沖の地震の想定震源域と、根室沖の地震の想定震源域を併せ持つ領域に想定した(図2)。
その他の地震ひとまわり規模の小さいプレート間地震
本報告では、上記で挙げたM8クラスのプレート間大地震以外に、M7クラスのひとまわり規模の小さいプレート間地震を評価した。十勝沖～根室沖で記録されているM7.0以上の地震の中には、1915
年に広尾沖で発生し死者2名を出した地震を含めて、太平洋沿岸に被害をもたらしたものが含まれる。
色丹島沖～択捉島沖では、M8クラスのプレート間地震の規模がMw8.2～8.5と大きいことから、ひとま
わり小さい地震の規模もMw7.5以上と大きめなものが含まれ、1963年の択捉島沖の地震の震央を含む
アスペリティを破壊した(Schwartz,1999)とされる1995年の地震(M7.3)はMw7.9にまで達する。そこで
本報告では、十勝沖～根室沖では、M7以上の地震がほぼ記録されるようになったと考えられる1900
年以降に発生したM7.0以上のプレート間地震、色丹島沖～択捉島沖では、WWSSN（世界標準地震計観測網）が整備された1963年以降に発生したMw7.5以上の地震を評価対象とした。これらの地震は十勝沖～根室沖、および色丹島沖～択捉島沖の特定の場所で一定間隔で発生していると見ることは難しい（図10-8参照）。そこで十勝沖・根室沖及び色丹島沖・択捉島沖のそれぞれの領域内のいずれの場所
でもランダムに地震が発生する可能性があると考えた。
本報告ではこれらのプレート間地震の発生域の深さを特定するだけの情報が無いため、上記の瀬野(1995)の知見を参考にして、地震の発生域を深さ60km程度以浅と判断した。
18

プレート内地震
十勝沖から択捉島沖にかけて、M7.5～M8クラスの太平洋プレート内地震がいくつか知られている（図10-10参照）。1993年の釧路沖地震、1994年の北海道東方沖地震は大きな津波と強震をもたらし、死傷者を含むかなりの被害が生じている。本報告では評価対象とはしなかったが、1964年（根室半島
やや深発地震）や2000年1月（北海道東方沖の地震）のようにM7クラスのひとまわり小さい規模のものも発生している。従って、十勝沖から択捉島沖にかけてをプレート内大地震の発生ポテンシャルを有する場であると評価した。本報告ではプレート内大地震を評価対象とし、破壊域の深さと規模に応じて、「沈みこんだプレート内のやや浅い地震（M８クラス）」と「沈み込んだプレート内のやや深い地震（M7.5程度）」に分類した。前者については1839年の地震以降、また後者については気象庁地震カタログが整備された1923年以降は見落としの可能性が低いと考えた。その結果、前者に分類されるものは1958年の地震(択捉島沖、M8.1)と1994年の地震（北海道東方沖地震、M8.2）であり、破壊域の深さ分布の中心は概ね50kmで、大きな津波が発生している。後者に分類されるものは1924年の地震（国後島近海、M7.6）、1978年の地震（国後水道、M7.2, Mw7.8）と1993年（釧路沖地震、M7.5）であり、破壊域の深さ分布の中心は概ね100kmで、津波は伴わなかったが強震動をもたらした。これらの地震は十勝沖から択捉島沖にかけての特定の領域で一定間隔で発生していると見ることは難しい。
そこで十勝沖から択捉島沖にかけてのいずれの場所でも同様な地震がランダムに発生する可能性があると考えた。
２－２ 地震活動
２－２－１ 過去の地震について
十勝沖～択捉島沖の千島海溝沿いに発生した大地震の過去の研究では、1839年5月1日に十勝沖で発生したとされる地震まで確認された研究成果があるが、それ以前については、資料の不足から地震が見落とされている可能性があるため、1839年の地震より後について整理した。
地震の同定に当っては、宇佐美(1996,2003)、渡辺(1998)、阿部(1999)、宇津(1999)、地震調査委
員会(1999)等の記述を参考にした。震源データに関しては、気象庁震源カタログ、宇津の表(1982,1
985,1999)、Harvard CMTカタログを引用し、IASPEI（国際地震学地球内部物理学協会）の震源カタロ
グ(2002)、阿部の震源カタログ(Abe(1981b,1985)、Abe and Noguchi(1983a,1983b))も併せて参照した。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。また、震源の物理的な規模をよりよく反映するモーメントマグニチュード（Mw）も宇津(1999)に掲載されているもの（1977年以降はHarvard CMTカタログ値に一致する）
は併記し、参照することとした（表2）。
十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震
これらの地震に関しては、系列の同定に関する調査研究の概要(表5)と文献での評価結果等(図4)を参考にして、1839年の地震より後に発生した地震をそれぞれの領域でのM8クラスのプレート間大地震と同定した。以下に各地震の概要を述べる。
＜十勝沖の地震＞
2003年9月26日の地震（平成15年（2003年）十勝沖地震）
2003年9月26日に地震（M8.0, Mt8.0, Mw8.3）があった。この地震に伴い北海道太平洋沿岸の東部（厚岸・釧路）～十勝平野（豊頃・忠類等）～日高支庁南部（浦河・静内）にかけて最大震度6弱を観測した。地震に伴う津波は北海道から東北にかけて観測され、浦河港で1.3ｍ、霧多布で1.3ｍ、八戸で1.0ｍ（いずれも検潮所の記録）など。また、遡上高として十勝港で2.5ｍ、えりも町百人浜で4.0ｍ、痕跡高として豊頃町長節沼で3.8ｍなどの津波が観測されている。平成15年10月31日
現在の消防庁発表によれば、被害は津波による行方不明者2名、重傷者64名を含む負傷者844名、住家全壊78棟であり、強震動による屋外石油タンクの火災発生等大きな災害を伴った。図15-1～図15-7参照。
1952年3月4日の地震（十勝沖地震）
1952年3月4日に地震（M8.2, Mt8.2, Mw8.1）があった。十勝地方その他の泥炭地に被害が多かった。十勝支庁と日高支庁の沿岸地域で地震動が大きく、震度6の地点が6町(池田・浦幌他)、震度5の19

地点が7市町村(浦河・厚岸・広尾他)に及んだ。地震動による被害は十勝川下流域の低湿な地域で著しかった(地震調査委員会,1999)。津波は浜中・厚岸に最大の被害をもたらした。琵琶瀬湾からの津波が霧多布を通り抜けて浜中湾に出て高さ約3ｍに及んだ。厚岸では波高6.5ｍに達した(宇佐美,200
3)。被害は死者28名、行方不明者5名、負傷者287名、家屋全壊815棟などである(宇佐美,2003)。図1
0-1参照。
1843年4月25日の地震
1843年4月25日に地震（M8.0, Mt8.0）があった。厚岸国泰寺で石灯籠・石仏等が倒散、庭の所々
で12～15cmの地割れを生じた。松前や津軽でも強く感じ、江戸でも有感を記録した。津波は厚岸の村落を呑み込み、“大海のようになった”ともいわれ、対岸の番屋、家屋が全部流失した。潮位が平常から15尺上がったという記録から、津波の高さは4～5ｍと推定される(渡辺,1998)。津波の来襲により、アイヌ人34名が流死し、ポロトでも11名が流死した(宇佐美,2003)。図10-2参照。
なお、この地震の震央は宇津(1999)によれば根室沖に位置するが、本報告では羽鳥(1984)が歴史記録を用いて推定した津波高分布や震度分布に基き、同地震を十勝沖の地震として扱うこととした。
＜根室沖の地震＞
1973年6月17日の地震（根室半島沖地震）
1973年6月17日に地震（M7.4, Mt8.2, Mw7.8）があった。根室と釧路で震度5を記録した。津波を伴い、波高は花咲で2.8ｍ、十勝港で1.1ｍに達した（宇佐美,2003）。これら地震動と津波により釧路・根室支庁に被害が生じ、負傷者28名、家屋全壊2棟となった（地震調査委員会,1999）。図10-3
参照。
1894年3月22日の地震
1894年3月22日に地震（M7.9, Mt8.2）があった。気象官署の最大震度は5（釧路・根室）であり、有感範囲は北海道から東北・関東および中部地方にかけての広い範囲に及んだ。地震の被害は根室・釧路・厚岸・霧多布で死者1名、負傷者6名、家屋全壊12棟等であった（札幌管区気象台,2000）。国
後島では0.9～1.2ｍ程度の津波が観測され、家屋破損等の被害が生じた（宇佐美,2003）。津波の高さは厚岸2ｍ、大船渡1.8ｍなど（渡辺,1998）。図10-4参照。
＜十勝沖の地震と根室沖の地震の連動＞
北海道太平洋沿岸における津波堆積物の調査研究(平川他(2000a,2000b)、平川(2003) 、七山他(2001a,2001b,2002))によれば、1843年の十勝沖の地震(Mt8.0)、1952年の十勝沖地震(Mt8.2)による津波を超える規模の津波がもたらした堆積物が、過去約7000年間に多数認められる。その平均再来
間隔は、噴火年代が知られている火山灰と堆積層のC-14年代測定値から、400～500年程度と推定され、最新発生時期は17世紀とされている。七山他(2001a,2002)によれば、17世紀とおよそ13世紀ごろのイベントによる津波の遡上分布限界は現在の海岸線から1～4km程度である。平川他(2000a,2000b)、平川(2003)によれば、17世紀イベントによる津波砂礫層が十勝海岸の海食崖上縁部、現在の標高で4-17ｍに確認されている。本報告では、Nanayama et al.(2003)の津波数値実験を参考にして、これらの津波が、十勝沖の地震と根室沖の地震が連動して発生したプレート間大地震によってもたらされたと判断した。
＜色丹島沖の地震＞
1969年8月12日の地震
1969年8月12日に地震（M7.8, Mt8.2, Mw8.2）があった。北海道東部太平洋沿岸で震度4を観測し、津波により北海道東部で国鉄護岸の前傾（厚岸－門静間）、浜中町びわせ湾で養殖わかめの筏破損などのごく軽い被害を生じた。津波の高さは花咲129cm、釧路93cm、八戸109cmなど（宇佐美,2003）。
また平均高では色丹島で2.75ｍ、択捉島で1.15ｍ(Solobiev,1978)。図10-5参照。
1893年6月4日の地震
1893年6月4日に地震（M7.7）があった。根室・厚岸・色丹島では強震で、択捉島では岩石の崩壊があった（札幌管区気象台,2000）。津波の高さは色丹島で2～3ｍ(Solobiev,1978)、択捉島で1.5ｍ(渡辺,1998)。図10-5参照。
なお、当領域において、択捉島沖との境界域で1958年11月7日にM8.1（Mw8.3）の地震が発生している。この地震は、従来M8クラスのプレート間大地震として扱われてきた（例えば宇津(1972)）が、最近の研究(Harada and Ishibashi,2000)に基き、本報告では同地震を沈み込んだ太平洋プレート

20

内のやや浅い地震として扱うこととした。
＜択捉島沖の地震＞
1963年10月13日の地震
1963年10月13日に地震（M8.1, Mt8.4, Mw8.5）があった。最大震度は4、津波の高さはウルップ島
4.0～4.4ｍ、択捉島4.0ｍであり、両島で津波による被害が生じた（渡辺,1998）。津波の最大全振
幅は花咲121cm、釧路90cm、八戸130cmなどで、津波により三陸沿岸で漁業施設に軽微な被害が生じた（宇佐美,2003）。図10-6,10-7参照。
1918年9月8日の地震
1918年9月8日に地震（M8.0, Mt8.5）があった。沼津まで有感であった。ウルップ島岩美湾では
震後35分で津波来襲し家屋など全滅、当時そこにいた63名中24名が死亡した。波高は6～12ｍであった（宇佐美,2003）。日本沿岸の津波の高さは根室1ｍ、花咲0.5ｍ、三陸沿岸1ｍ以下などであった（渡辺,1998）。図10-7参照。
その他の地震＜ひとまわり小さいプレート間地震＞
十勝沖～根室沖のひとまわり規模の小さい地震
この領域では、M7以上の地震がほぼ記録されるようになったと考えられる1900年からの約100年間に発生した地震のうち、上述の十勝沖・根室沖の地震と同定したものを除いたM7.0以上のプレー
ト間地震を、ひとまわり小さいプレート間地震と同定した。該当する地震は、1900年(M7.1)、1915
年(M7.0)、1924年(M7.1)、1961年(M7.2)、1962年(M7.0)の5回である。このうち、1915年の地震では死傷者を伴った。図10-8,10-9参照。
色丹島沖～択捉島沖のひとまわり規模の小さい地震
この領域では、WWSSN（世界標準地震計観測網）が整備された1963年からの約40年間に発生した地震のうち、上述の色丹島沖・択捉島沖の地震と同定したものを除いたMw7.5以上のプレート間地
震を、ひとまわり小さいプレート間地震と同定した。該当する地震は、1978年3月23日(M7.0, Mw7.
6)、1978年3月25日(M7.3, Mw7.5)、1991年(M6.8, Mw7.6)、1995年(M7.3, Mw7.9)の4回である。いずれも規模はかなり大きかったものの、北海道沿岸より沖合いに遠く離れているため、被害は記録されていない。図10-8参照。
＜プレート内地震＞
M7.5～M8クラスのプレート内地震として、1958年(M8.1)、1994年(M8.2)、1924年（M7.6）、1978
年12月(M7.2, Mw7.8)、1993年(M7.5)の5回の地震を同定し、前者の二つをやや浅い地震（M８クラス）、後者の三つをやや深い地震（M7.5程度）として扱うこととした（図10-10参照）。これら5回の地震の概要は以下のとおりである。
沈み込んだプレート内のやや浅い地震
1994年10月4日の地震（北海道東方沖地震）
1994年10月4日に地震（M8.2, Mt8.2, Mw8.3）があった。釧路と厚岸で震度６を記録したほか広い範囲で有感となった。被害は地震動によるものが大きかった。津波の高さは、国後島と色丹島で5～10ｍ（平均海面上の打ち上げ高）、宮古市で最大5ｍ・根室半島から釧路にかけて3ｍ(TP上の痕跡高)であった（渡辺,1998）。地震動と津波による被害は負傷者435名、物的被害は住家全半壊77等であった。なお、北方四島でも津波の来襲により11名の死者を記録している（宇佐美,2003）。
図10-11,10-12参照。
1958年11月7日の地震
1958年11月7日に地震（M8.1, Mt8.2, Mw8.3）があった。釧路で震度5を観測した。津波の高さは歯舞諸島からウルップ島にかけて3～5ｍ程度、検潮記録では花咲で81cm、浦河で65cm、八戸で51cmの他、宮古で養殖のカキ棚が流出した程度であった。地震による被害は日本本土では釧路地方で鉄道の築堤変形2ヶ所、橋脚亀裂1箇所他の軽微なものであったが、択捉島などで被害が発生したと推定される(渡辺,1998)。図10-7,10-13参照。
なお、この地震は従来M8クラスのプレート間大地震として扱われてきた（例えば宇津(1972)）が、最近の研究(Harada and Ishibashi,2000)に基き、本報告では同地震を沈み込んむ太平洋プレート
内のやや浅い地震として扱うこととした。

21

沈み込んだプレート内のやや深い地震
1993年1月15日の地震（釧路沖地震）
1993年1月15日に地震（M7.5, Mw7.6）があった。釧路沖の深さ約100kmで、沈み込んだ太平洋プ
レートがほぼ水平に割れることにより発生した。かなり深いところで発生した地震ではあったため津波は伴わなかったが、地震の規模が大きかったため、釧路市で震度6が観測され、釧路市近傍で死者2名、負傷者966名などの大きな被害が生じた。埋立地での地盤の液状化現象・地盤沈下や盛土
地域の斜面崩壊が特徴的であった(地震調査委員会,1999)。図10-14参照。
1978年12月6日の地震
1978年12月6日に地震（M7.2, Mw7.8）があった。有感地域は北海道・東北・関東各地方の全般および中部・中国両地方の一部に亘り、最大震度は4（根室・釧路・帯広・広尾・浦河・むつ・八戸・
盛岡）であった。同地震は多くの余震を伴った（気象庁,1978）。なお、この地震の気象庁Mは7.2
であるが、気象庁の検知網の端で起こったため、その精度が高くないこと、Mwが7.8であることや震度分布のひろがりを考慮し、M7.5程度の地震に含めた。図10-14, 図10-15参照。
1924年7月1日の地震
1924年7月1日に地震（M7.6）があった。有感地域は北海道地方より関東地方にまでわたり、最大
震度は4（根室）であった（気象庁,1924）。図10-15参照。
２－２－２ 地殻変動の現状
十勝沖から択捉島沖にかけては、太平洋プレートが陸側のプレートの下に、西北西の方向に沈み込んでいる。
これらのプレート運動に伴う、「2003年十勝沖地震」より前の陸上における地殻変動の様子を
最近の国土地理院によるGPS観測結果（図12-1,12-2）で示す。これによると、襟裳岬から根室半島付近では西北西方向への移動が卓越し、太平洋プレートの移動に伴う動きを示していることがわかる。
なお、GPS観測結果によれば、「2003年十勝沖地震」に伴い、北海道の広い範囲で地殻変動が観測された。襟裳岬周辺では南東に大きく移動しており、広尾観測点では、南東方向に約97cm移
動し、約24cm沈降したことが観測された。本震後も襟裳岬付近を中心に広い範囲で余効変動が観測されている（地震調査委員会,2003）。図15-6参照。
２－２－３ 地震活動の現状
十勝沖から択捉島沖にかけての各領域について、1923年以降（「2003年十勝沖地震」より前）の気象庁震源カタログによる地震活動の状況を図13-1,13-2に示す。
十勝沖における地震活動については、1952年十勝沖地震以降、当該領域全体としてはほぼ定常的に地震が発生していた（図13-2 Ａ）が、2003年9月26日に「2003年十勝沖地震」が発生した。
根室沖から択捉島沖にかけては、いずれも1960年代までは地震の数が少ないが、これは当時の観測網の地震検知能力が低かったためと考えられる。また、震源の精度も北海道から離れるに従い悪くなると考えられる。
根室沖では、1960年代以降、1973年根室半島沖地震による顕著な活動を除きほぼ定常的な活動が見られる。1994年の増加は、1994年北海道東方沖地震（太平洋プレート内の地震）の余震活動によるものであり、現在はほぼ定常的な活動に戻っている。
色丹島沖については、1969年の地震による活動と、根室沖と同様1994年北海道東方沖地震の余震活動による地震の増加が見られる。その後はほぼ定常的な活動が見られる。
択捉島沖については、1963年、1978年、1991年、および1995年など顕著な地震による急激な地震の増加が比較的多く見られる。この領域は気象庁の観測網から遠くはずれるため、さらに検
知能力は低い。ただし、1995年以降は、1980年代とほぼ同程度の割合で地震が発生している。
なお、「2003年十勝沖地震」に伴い、十勝沖の領域では活発な余震活動が見られるが、その活動は次第に減少している。図15-1参照。
２－２－４ プレート運動との整合性
過去の研究では、沈み込むプレートの年齢・収束速度及び世界中の各地域で起こった最大地震の規模に基く推定より、千島海溝近傍をカップリング率が高い地域に分類している研究がある（R
uff and Kanamori(1980), Spence(1987)）。また、Ito et al.(2000)は、プレート間大地震を引22

き起こすと想定される範囲のドラッグレート（１年間あたりのバックスリップ）の平均から、十勝沖から根室沖西半分にかけての地域のカップリング率を0.87と推定している（図11参照）。千
島海溝沿いのこれらのカップリング率の高さは、この地域で繰り返し大地震が発生していることと矛盾しない。
「2003年十勝沖地震」より前の最新のイベントによる平均的なずれの量は、十勝沖の1952年の地震で3.5m（Aida,1978）～4.0m（笠原,1975）、根室沖の1973年の地震で1.0m（多田(1974), Aida(1978)）～1.6m（Shimazaki,1974）、色丹島沖の1969年の地震で2.9m（Abe(1973), Fukao and
Furumoto(1978)）、択捉島沖の1963年の地震で3.0m～4.0m（Kanamori(1970), Beck and Ruff(1987)）である。
千島海溝沿いの十勝沖から択捉島沖にかけて、太平洋プレートと陸側のプレートの相対速度は、
Wei and Seno(1998)によれば年間8.3cm前後、Sella et al.(2002)によれば年間7.6cm前後であり、平均すると年間8.0cm程度となる。
「2003年十勝沖地震」より前の最新のイベントから求められたずれの量を、各領域での地震によるずれの量の代表値と考えて、年間8.0cm程度というプレートの相対速度と比較すると、各領域でのずれの量は、平均活動間隔の77.4年から期待されるずれの累積値6.2mの60％程度（十勝沖）、
20～30％（根室沖）、50％程度（色丹島沖）、50～60％（択捉島沖）となり、プレートの相対運動に矛盾しない。
一方、それぞれの領域の「2003年十勝沖地震」より前の過去2回の地震発生間隔（表2参照）を平
均活動間隔とした場合には、各領域でのずれの量は期待されるずれの累積値の40～50％（十勝沖）、
20～30％（根室沖）、50％程度（色丹島沖）、80～110％（択捉島沖）となる。これらの値は、十勝沖・根室沖・色丹島沖ではプレートの相対運動に矛盾しないが、択捉島沖ではずれの累積値の見積もりによっては矛盾することになる。
なお、「2003年十勝沖地震」の平均的なずれの量と、プレート相対運動から推定されるずれの累積値との関係については、今回の地震の震源過程に関する調査研究が現在進められており、その評価が定まっていないことから、本報告では言及しなかった。
２－２－５ 将来の地震について
十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震想定される地震の規模については、「2003年十勝沖地震」より前に知られている地震のマグニ
チュード（MとMwの差が大きい場合はモーメントマグニチュードも記載する）の平均値を採用し、次の十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震の想定規模を各々M8.1前後、M7.7程度、M7.8(Mw8.2)前後、M8.1(Mw8.5)前後と判断した。なお、「2003年十勝沖地震」の規模
M8.0は、十勝沖の推定の範囲内であるため、「前報告」の想定規模を変更しなかった。但し、次の十勝沖の地震と根室沖の地震は連動する可能性があり、その場合の想定規模は、1952年(M8.2)と1894年(M7.9)の地震を参考にしてM8.3程度と判断した。
1839年より後（「2003年十勝沖地震」より前）では各領域で発生した地震は２回しか知られておらず、また、必ずしも同じ場所を破壊しているとは断言できない（過去の評価結果、及び調査
研究概要は図4と表5を参照）が、区分けした各領域では、M８クラスのプレート間大地震が繰り返し発生すると考え、次の地震の発生確率はBPT分布を用いて計算することとした。本報告では、各領域では平均活動間隔が存在するが、その値はほぼ同程度と仮定し、各領域の「2003年十勝沖地震」より前の最新２回の地震発生間隔（十勝沖 108.9年、根室沖 79.2年、色丹島沖 76.2年、択捉島沖 45.1年）の違いをばらつきと考え、平均値77.4年が平均活動間隔を近似するものと判断した。ばらつきαは上記の各領域の活動間隔(108.9年、79.2年、76.2年、45.1年)から算出した0.32及び、陸域の活断層のデータから得られた0.24(地震調査委員会,2001)を採用して、0.24～0.32と幅をもたせて設定した。「2003年十勝沖地震」は、前報告が想定していた十勝沖の地震と考えられる（地震調査委員会,2003）ことから、十勝沖の最新発生時期を2003年9月26日とした。
しかし、一つ前の1952年の地震との間隔51.6年は、上記の平均値77.4年とばらつき0.32から想定される平均活動間隔の幅の範囲内にあると考え、この間隔を加味して平均活動間隔を変更することはしなかった。今後「2003年十勝沖地震」に関して新しい知見が得られれば、平均活動間隔も再検討する可能性がある。
上記の結果、長期的な発生確率は表4-1～4-4の通りになった。また、ある時点までに地震が発生しなかったという条件で、その時点から30年以内に地震が発生する確率を図14-1,14-2に示す。

23

その他の地震
ひとまわり小さいプレート間地震
十勝沖～根室沖では、M7以上の地震がほぼ記録されるようになったと考えられる1900年以降の約100年間に、M7.0～7.2の地震が5回知られている。これら5回の地震は、同じ場所で繰り返し発生しているとは言いがたいため、十勝沖～根室沖のどこでも発生する可能性があると考えた。従って想定される地震の規模は過去の地震よりM7.1前後とし、平均発生間隔が20年のポアソン過程を適用して評価を行った(表4-5)。
色丹島沖～択捉島沖では、WWSSN（世界標準地震計観測網）が整備された1963年以降の約40年間に、M6.8～7.3（Mw7.5～7.9）の地震が4回知られている。これら4回の地震は、同じ場所で繰り返し発生しているとは言いがたいため、色丹島沖～択捉島沖のどこでも発生する可能性があると考えた。従って想定される地震の規模は過去の地震よりM7.1程度（Mw7.7程度）とし、平均発生間隔が10年のポアソン過程を適用して評価を行った(表4-5)。
プレート内地震
沈み込んだプレート内のやや浅い地震に関しては、十勝沖から択捉島沖にかけてM8クラスのものが1839年より後、1958年(M8.1)、1994年(M8.2)の2回知られている。これら2回の地震は、同じ場所で繰り返し発生しているとは言いがたいため、十勝沖から択捉島沖にかけてのどこでも発生する可能性があると考えた。従って想定される地震の規模は過去の地震よりM8.2前後とし、平均発生間隔が82年のポアソン過程を適用して評価を行った(表4-6)。
沈み込んだプレート内のやや深い地震に関しては、十勝沖から択捉島沖にかけてM7.5程度のものが1923年以降、1924年(M7.6)、1978年(M7.2, Mw7.8)、1993年(M7.5)の3回知られている。1978
年の地震については、気象庁Mは7.2であるが、気象庁の検知網の端で起こったためその精度が高くないこと、Harvard CMTカタログの規模が7.8であることや、震度分布の広がりを考慮し、M7.5程度の規模を有するものと判断した。これら3回の地震は、同じ場所で繰り返し発生しているとは言いがたいため、十勝沖から択捉島沖にかけてのどこでも発生する可能性があると考えた。従って想定される地震について、その規模は過去3回の地震の規模よりM7.5程度とし、発生確率は
平均発生間隔が27年のポアソン過程を適用して評価を行った(表4-6)。

24

表５

十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震の系列の同定に関する調査研究の概要

1780年 5月31日*
1843年 4月25日

1893年 6月 4日

1894年 3月22日

1918年 9月 8日

1952年 3月 4日

1958年11月 7日
**

発生領域
規模
津波の高さ
発生領域
規模
地震動
津波の高さ
発生領域
規模
地震動
津波の高さ
発生領域
規模
地震動
津波の高さ
発生領域
規模
地震動
津波の高さ
発生領域
規模
地震動
津波の高さ
発生領域
規模
地震動
津波の高さ

1963年10月13日

発生領域
規模
地震動
津波の高さ

1969年 8月12日

発生領域
規模
地震動
津波の高さ

1973年 6月17日

発生領域
規模
地震動
津波の高さ
発生領域
規模
地震動
津波の高さ

2003年9月26日

Ｆ(宇津(1984), 渡辺(1998))☆
M7.5(渡辺(1998), 都司(1990))
ウルップ島：10～12m / 北海道東岸にも来襲(渡辺,1998)
Ｂ(羽鳥,1984) / Ｂ～Ｃ(Fukao-Furumoto,1979) / Ｃ～Ｄ(Fedotov(1965), 宇津(1984))
M8.0(宇津,1999) / M8.2(ソ連カタログ) / M7.5(宇佐美,1996) / Mt8.0(阿部,1999)
厚岸で家屋損壊、地割れ / 松前・津軽で強く感じ、江戸でも有感(宇佐美(2003),札幌
管区気象台(2000))
厚岸:4～5m(渡辺,1998) / 流死45名, 八戸:家屋流出(宇佐美,2003)
Ｄ(宇津(1984), Soloviev(1972), 羽鳥(1974))
M7.7以上(宇津,1979) (津波記録より推定。他方震度分布からはM7.0程度としている) /M7 3/4(宇津,1982) / M7.7(宇津,1999)
択捉島で岩石崩壊(渡辺,1998) / 根室で震度4(札幌管区気象台,2000)
色丹島:2～3m(Solobiev,1961), 択捉島:1.5m(渡辺,1998)
Ｂ～Ｃ(宇津(1984), 羽鳥(1974))
M7.9(宇津,1999) / Mt8.2(阿部,1988)
震度5:根室 / 震度4:北海道～青森県太平洋沿岸
国後島:0.9～1.2m(宇佐美,2003) / 厚岸:2m, 大船渡1.8m, 宮古1m(渡辺,1998)
Ｆ(宇津,1984)
M8.0(宇津,1999) / M8.2(渡辺,1998) / Mt8.5(阿部,1988)
沼津まで有感(宇佐美,1996)
ウルップ島:6～12m,死者24名 / 択捉島:2m(宇佐美,2003) / 根室:1m, 花咲:0.5m, 三
陸:1m以下(渡辺,1998)
十勝沖(本震後1ヶ月の余震分布, 気象庁震源)
M8.2(宇津,1999) / Mw8.1(宇津,1999) / Mt8.2(阿部,1988)
震度6:池田・浦幌 / 震度5:浦河・厚岸・広尾(地震調査委員会,1999)
厚岸:6.5m, 霧多布(浜中湾):3m, 三陸沿岸:1～2m(宇佐美,2003)
Ｅ(宇津,1972)
M8.1(宇津,1999) / Mw8.3(宇津,1999) / Mt8.2(阿部,1988)
震度5:釧路 /震度4:北海道～青森太平洋沿岸 / 震度3:三陸沿岸 / 震度2:銚子(渡辺,1998)
色丹島:3.5～5m, 択捉島:3～4m, 花咲:0.8m#, 浦河0.7m#, 八戸:0.5m# (渡辺,1998)（# 検潮記録による）
択捉島沖(本震後1ヶ月の余震分布, USGS震源)
M8.1(宇津,1999) / Mw8.5(宇津,1999) / Mt8.4(阿部,1988)
震度3：北海道太平洋沿岸（根室支庁～日高支庁）、震度4：日高支庁南部沿岸(宇佐美,2003)
ウルップ島・択捉島:4.0m程度, 国後島・色丹島:1m程度(渡辺,1998) / 花咲1.2m#, 釧路
0.9m#, 八戸:1.3m# (宇佐美,2003)（# 最大全振幅）
色丹島沖(本震後1ヶ月の余震分布, USGS震源)
M7.8(宇津,1999) / Mw8.2(宇津,1999) / Mt8.2(阿部,1988)
震度4:北海道東部沿岸 / 震度2～3:三陸沿岸(宇佐美,2003)
色丹島:平均高2.75m, 択捉島:平均高1.15m(Soloviev,1978) / 花咲:1.3m, 釧路:0.9m,
八戸1.1m(宇佐美,2003)
根室沖(本震後1ヶ月の余震分布, USGS震源)
M7.4(宇津,1999) / Mw7.8(宇津,1999) / Mt8.2(阿部,1988)
震度5:釧路,根室 / 震度4:北海道東部沿岸 / 震度3:三陸北部(宇佐美,2003)
花咲:2.8m, 十勝港1.1m(宇佐美,2003) / 歯舞諸島:1.5m, 色丹島:0.9m(渡辺,1998)
十勝沖（地震調査委員会,2003）
M8.0（気象庁）/ Mw8.3（Harvard CMTカタログ）/ Mt8.0（Abe,1981a）
震度6弱:厚岸・釧路・豊頃・忠類・浦河・静内（気象庁）
えりも町百人浜(遡上高):4.0m, 豊頃町長節沼(痕跡高):3.8ｍ, 十勝港(遡上高):2.5m
浦河1.3m・霧多布1.3m・八戸1.0m（検潮記録）（図15-5参照）☆ 記号Ｂ～Ｆの指し示す領域については、図4を参照されたい。
*

歴史記録からは、その発生位置・規模が不明瞭であるため検討対象から外した。

** Harada and Ishibashi(2000)によりプレート内地震と判断されていることと、両隣の大地震（1969年、および1963年）の余震分布が近接しているを踏まえ、検討対象から外した。

25

（付表）

評価の信頼度の分類条件について発生領域の評価の信頼度（想定地震の震源域を特定した場合）
ランク
分類条件
A

B

C

ほぼ領域全体を震源域とする大地震が 2 回以上繰り返し起こっている。今後も同様な震源域で繰り返し地震が発生すると考えられ、発生領域の信頼性は高い。
ほぼ領域全体を震源域とする大地震が１回発生しており、地震学的知見から大地震の繰り返しを想定できる。それ以前にも大地震が発生しているが、同様な震源域での繰り返しが必ずしも明確でないか、あるいは、ほぼ同じ震源域での地震の繰り返しが知られていないため、発生領域の信頼性は中程度である。
領域内における大地震は知られていないが、地震学的知見から、ほぼ領域全体もしくはそれに近い大きさの震源域をもつ大地震を想定できる（地震空白域）。発生領域内における大地震が知られていないため、信頼性はやや低い。

（特定のタイプの地震が発生すると考えられる地域を1つの領域とした場合）
B
C
D

想定地震と同様な地震が領域内で４回以上発生しており、今後も領域内のどこかで発生すると考えられる。発生場所を特定できないため、発生領域の信頼性は中程度である。
想定地震と同様な地震が領域内で１～３回しか発生していないが、今後も領域内のどこかで発生すると考えられる。発生場所を特定できず、地震データも少ないため、発生領域の信頼性はやや低い。
領域内で発生した大地震は知られていないが、大地震発生のポテンシャルはあると考えられる。地震学的知見が不十分で震源域を特定できず、発生領域の信頼性は低い。

規模の評価の信頼度
ランク

分類条件

A

想定地震と同様な地震が３回以上発生しており、過去の地震から想定規模を推定できる。
地震データの数が比較的多く、規模の信頼性は高い。

B

想定地震と同様な地震が１、２回発生しており、過去の地震から想定規模を推定できる。
地震データの数が多くないため、規模の信頼性は中程度である。

C

過去に参照できる地震がなく、領域の大きさや推定断層長などから経験的に規模を推定したため、想定規模の信頼性はやや低い。

D

過去に参照できる地震がなく、領域の大きさや推定断層長などから経験的に規模を推定したが、領域や推定断層長の信頼性も低く、想定規模の信頼性は低い。

26

発生確率の評価の信頼度（想定地震の震源域を特定した場合）○BPT 分布適用
ランク
分類条件
A

想定地震と同様な地震が４回以上同定され、繰り返し間隔が３回以上得られており、発生確率の値の信頼性は高い。

B

想定地震と同様な地震が２、３回で、繰り返し間隔が１、２回得られており、発生確率の値の信頼性は中程度である。

C

想定地震と同様な地震は高々１回しか知られておらず、地震学的知見から繰り返し間隔を推定したため、発生確率の値の信頼性はやや低い。

○ポアソン過程適用
D

想定地震と同様な地震は過去に知られておらず、地震学的知見から発生確率を推定した。
発生確率の値の信頼性は低い。

（特定のタイプの地震が発生すると考えられる地域を1つの領域とした場合）○ポアソン過程適用
A

想定地震と同様な地震が領域内で 10 回以上発生しており、地震回数をもとに地震の発生率から発生確率を求めた。発生確率の値の信頼性は高い。

B

想定地震と同様な地震が領域内で５～９回発生しており、地震回数をもとに地震の発生率から発生確率を求めた。発生確率の値の信頼性は中程度である。

C

想定地震と同様な地震は領域内で２～４回と少ないが、地震回数をもとに地震の発生率から発生確率を求めた。発生確率の値の信頼性はやや低い。

D

想定地震と同様な地震は１回以下で、地震回数または地震学的知見をもとに地震の発生率から発生確率を求めた。発生確率の値の信頼性は低い。

27

引用文献（アルファベット順）
Abe, K.(1973)：Tsunami and mechanism of great earthquakes, Physics of the Earth and Planetary
Interiors, 7, 143-153.
Abe, K.(1981a)：Physical size of tsunamigenic earthquakes of the northwestern pacific, Physics
of the Earth and Planetary Interiors, 27, 194-205.
Abe, K.(1981b)： Magnitudes of large shallow earthquakes from 1904 to 1980, Physics of the Earthand Planetary Interiors, 27, 72-92.
Abe, K. and S.Noguchi (1983a)： Determination of magnitude for large shallow earthquakes 1898-1917,
Physics of the Earth and Planetary Interiors, 32, 45-59.
Abe, K. and S.Noguchi (1983b)： Revision of magnitudes of large shallow earthquakes, 1897-1912,
Physics of the Earth and Planetary Interiors, 33, 1-11.
Abe, K.(1985)： Quantification of major earthquake tsunamis of the Japan Sea, Physics of the
Earth and Planetary Interiors, 38, 214-223.
阿部勝征(1988)：津波マグニチュードによる日本付近の地震津波の定量化， 東京大学地震研究所彙報,63, 289-303.
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．
Aida, I.(1978)：Reliability of a tsunami source model derived from fault parameters. Journalof Physics of the Earth, 26, 57-73.
Beck, S. L. and L. J. Ruff(1987)：Rupture process of the great 1963 Kurile Islands earthquake
sequence: Asperity interaction and multiple event rupture, Journal of GeophysicalResearch, 92, B13, 14123-14138.
中央気象台(1897)：明治二十七年地震報告.
Engdahl, E. R. and A. Villasenor(2002)：Global seismicity : 1900-1999, International handbookof earthquake and engineering seismology, ed. W. H. K. Lee et al., Acdemic Press, 665-690.
Fedotov, S. A.(1965)：Regularities in the large earthquakes distribution in Kamchatka, Kurile
Islands and North-East Japan, Trudy Inst. Fiziki Zemli AN SSSR. Moscow: Nauka. N 36 (203),
pp. 66-93.
Fedotov, S. A., S. D. Chernyshev and G. V. Chernysheva(1982)：The Improved determination of thesource boundaries for earthquakes of M>=7 3/4, of the properties of the seismic cycle,
and of long-term seismic prediction for the Kurile-Kamchatkan Arc, Earthquake Prediction
Research, 1, 153-171.
Fukao, Y. and M. Furumoto(1975b)：Foreshocks and multiple shocks of large earthquakes, Physics
of the Earth and Planetary Interiors, 10, 355-368.
Fukao, Y. and M. Furumoto(1979)：Stress drops,wave spectra and recurrence intervals of greatearthqukes-Implications of the Etorofu earthquake of 1958 November 6, GeophysicalJournal of the Royal Astronomical Society, 57, 23-40.
原田智也・石橋克彦(1999)：1958 年エトロフ島沖地震はスラブ内巨大地震ではなかったか？（第１報）,
日本地震学会 1999 年度秋期大会予稿集, S52F-01.
Harada, T. and K. Ishibashi(2000)：The 1958 great Etorofu earthquake was a slab event:suggestion from the mainshock-aftershock relocation, Western Pacific Geophysics
Meeting(2000).
原田智也・石橋克彦(2001)：千島海溝南部のプレート間巨大地震の時空間分布の再検討, 地球惑星科学
関連学会 2001 合同大会予稿集, So-013.
Harvard CMT カタログ：Harvard Seismicity Centroid Moment Tensor Catalog,(http://www.seismology.harvard.edu/CMTsearch.html).
羽鳥徳太郎（1969）：Dimension and geographic distribution of Tsunami sources near Japan, Bulletin28

of the Earthquake Research Institute, 47, 185-214.
羽鳥徳太郎（1971）：Tsunami sources in Hokkaido and Southern Kuril regions, Bulletin of the
Earthquake Research Institute, 49, 63-75.
羽鳥徳太郎（1973）：1952 年十勝沖津波の波源の再検討, 地震第２輯, 26, 206­208．
羽鳥徳太郎（1974）：1973 年根室半島沖津波の波源域と 1894 年津波との比較, 地震研究所研究速報, 13,
67-76.
羽鳥徳太郎（1982）：1982 年浦河沖地震による津波, 東京大学地震研究所彙報，57，525-535.
羽鳥徳太郎（1984）：天保 14 年（1843 年）北海道東部津波の波源域, 東京大学地震研究所彙報，59，423-431.
羽鳥徳太郎（1995）：1994 年北海道東方沖津波と南千島津波の波高分布, 地震第２輯, 48, 307­314．
平川一臣・中村有吾・越後智雄（2000a）：十勝地方太平洋沿岸地域の巨大古津波, 月刊地球, 号外, 31,
92-98.
平川一臣・中村有吾・原口強（2000b）：北海道十勝沿岸地域における巨大津波と再来間隔, 月刊地球, 号
外, 28, 154-161.
平川一臣(2003)：津波堆積物から探る北海道太平洋岸を襲った過去の巨大津波, 北淡活断層シンポジウ
ム 2003-21 世紀の海溝型巨大地震を探る-発表要旨集, 33-36.
Hirata, K., E. L. Geist, K. Satake, Y. Tanioka and S. Yamaki(2003)：Slip distribution of the1952 Tokachi-Oki earthquake (M8.1) along the Kuril trench deduced from tsunami waveform
inversion, Journal of Geophysical Research,108, B4, doi:10.1029/2002JB001976.
Hurukawa, N.(1998) ： The 1995 Off-Etorofu Earthquake: Joint relocation of foreshocks, themainshock, and aftershocks and implications for the earthquake nucleation process,Bulletin of the Seismological Society of America, 88, 5, 1112-1126.
Hurukawa, N. and W. L. Ellsworth(1999)：The 1978 Kurile Islands earthquake doublet: No conflictwith quasi-periodic recurrence models, Western Pacific Geophysics Meeting(1999),
S42B-01.
Ide, S. and M. Takeo(1996)：The dynamic rupture process of the 1993 Kushiro-oki earthquake, Journalof Geophysical Research, 101, B3, 5661-5675.
伊藤武男・吉岡祥一・宮崎真一(1999)：GPS インヴァージョン解析から推定した東北日本におけるプレート間カップリングの推定, 月刊地球, 号外, 25, 158-165.
Ito, T., S. Yoshioka and S. Miyazaki(2000)：Interplate coupling in northeast Japan deduced frominversion analysis of GPS data, Earth and Planetary Science Letters, 176, 117-130.
地震調査委員会(1999)：『日本の地震活動<追補版>』, 391pp.
地震調査委員会(2001)：『長期的な地震発生確率の評価手法について』, 99pp.
地震調査委員会(2002)：『三陸沖から房総沖にかけての地震活動の長期評価について』, 62pp.
地震調査委員会(2003)：『十勝沖の地震活動の評価（平成 15 年 10 月 9 日）』．
Kanamori, H.(1970)：Synthesis of long-period surface waves and its application to earthquake
source studies-Kurile Islands earthquake of October 13, 1963, Journal of GeophysicalResearch, 75, 26, 5011-5027.
Kasahara, M. and T. Sasatani(1985)：Source characteristic of the Kunashiri strait earthquakeof December 6, 1978 as deduced from strain seismograms, Physics of the Earth and Planetary
Interiors, 37, 124-134.
笠原稔(1975)：十勝沖地震の断層モデル, 地震学会講演予稿集, No.2, 90.
笠原稔(2000a)：1993 年釧路沖地震, 地震予知連絡会 30 年のあゆみ, 149-159.
笠原稔(2000b)：1993 年北海道東方沖地震, 地震予知連絡会 30 年のあゆみ, 182-197.
勝俣啓・笠原稔・和田直人(2002)：稠密地震観測網によって見えてきた太平洋プレート内十勝沖断裂帯,29

月刊地球, 24, 7, 499-503.
Kikuchi, M. and Y. Fukao(1987):Inversion of long-period P-waves from great earthquakes along
subduction zones, Tectonophysics, 144, 231-247.
菊地正幸・金森博雄(2000)：広帯域地震記録による 1994 年北海道東方沖地震の震源メカニズム, 月刊
地球, 17, 5, 322-329.
衣笠善博・佃栄吉・山崎晴雄(1992)：日本活構造図, 『日本地質アトラス(第二版)』, 地質調査所, 朝
倉書店.
気象庁(1962)：1961 年 8 月 12 日の地震, 地震月報, 第 128 号（昭和 36 年 8 月）, 50.
気象庁(1964)：1963 年 10 月 13 日の地震, 地震月報, 第 154 号（昭和 38 年 10 月）, 40.
気象庁(1968)：地震観測指針（参考編）.
気象庁(1974)：1973 年 6 月 17 日根室半島沖地震調査報告, 気象庁技術報告第 87 号(昭和 49 年 10 月), 5.
気象庁(1924)：気象要覧(1924 年 7 月).
気象庁(1978)：気象要覧(1978 年 12 月).
気象庁(1996)：1994 年 10 月 4 日の地震, 地震月報（平成 6 年 10 月）, 4.
Kosuga, M., T. Sato, A. Hasegawa, T. Matsuzawa, S. Suzuki and Y. Motoya(1996)：Spatial distributionof intermediate-depth earthquakes with horizontal and vertical nodal planes beneath
northeastern Japan, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 93, 63-89．
仲西理子・三浦誠一・尾鼻浩一郎・小平秀一・高橋成美・鶴哲郎・朴進午・金田義行・蔵下英司・平田直・岩崎貴哉(2001)：1973年・根室半島沖地震破壊域の地殻構造, 地球惑星科学関連学会2001
年合同大会講演予稿集, Sz-011.
七山太・重野聖之・牧野彰人・佐竹健治・古川竜太(2001a)：イベント堆積物を用いた千島海溝沿岸域
における津波の遡上規模の評価－根室長節湖、床潭沼、馬主来沼、キナシベツ湿原および勇洞沼における研究例－, 活断層・古地震研究報告, 1, 251－272.
七山太・牧野彰人・佐竹健治・古川竜太・横山芳春・中山充(2001b)：釧路市春採湖コア中に認められる、千島海溝沿岸域における過去 9000 年間に生じた 20 層の津波イベント堆積物, 活断層・古地震研究報告, 1, 233－249.
七山太・牧野彰人・古川竜太・重野聖之・佐竹健治・加賀新・小板橋重一・石井正之(2002)：イベント
堆積物を用いた津波の遡上規模と再来間隔の評価, 月刊地球, 号外, 28, 138-148.
Nanayama, F., K. Satake, R. Furukawa, K. Shimokawa, B. F. Atwater, K. Shigeno and S. Yamaki(2003)：
Unusually large earthquakes inferred from tsunami deposits along the Kuril trench, Nature,424, 6949, 7 August 2003, 660-663.
Ruff, L. and H. Kanamori(1980)：Seismicity and the subduction process., Physics of the Earthand Planetary Interiors, 23, 240-252.
札幌管区気象台・仙台管区気象台(1969-1970)：1969 年 8 月 12 日の北海道東方沖の地震調査報告, 験震時報, 第 34 巻, 15.
札幌管区気象台(2000)：北海道の地震活動（第 2 版），Ⅱ-13・14.
佐藤良輔編著（1989）：『日本の地震断層パラメター・ハンドブック』, 鹿島出版会, 390pp.
Schwartz, S. Y. and L. J. Ruff(1987)：Asperity distribution and earthquake occurrence in thesouthern Kurile Islands arc, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 49, 54-77.
Schwartz, S. Y.(1999)：Noncharacteristic behavior and complex recurrence of large subduction
zone earthquakes, Journal of Geophysical Research, 104, B10, 23111-23125.
関谷溥・久本壮一・望月英志・小林悦夫・栗原隆治・徳永規一・岸尾政弘(1974)：1973 年根室半島沖地
震と北海道南方海域の巨大地震，験震時報，39，33-39．
Sella, G. F., T. H. Dixon and A. Mao(2002)：REVEL: A model for recent plate velocities from space
geodesy, Journal of Geophysical Research, 107, B4, ETG11, 1-32.
瀬野徹三(1995)：『プレートテクトニクスの基礎』,朝倉書店,190pp.

30

Shimazaki, K.(1974)：Nemuro-Oki earthquake of June 17, 1973：A lithospheric rebound at the upper
half of the interface, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 9, 314-327.
震災予防調査会(1895)：震災予防調査会和文報告, 3 号.
Solov'ev, S. L.(1972) ： Method of predicting tsunami, Academy Nauk, Moscow,72-81, 1972 (inRussian).
Solov'ev, S. L.(1978)：Basic data of tsunamis in the Pacific coast of USSR,1737-1976, Academy
Nauk, Moscow, 61-136, 1978 (in Russian).
Spence, W.(1987) ： Slab pull and the seismotectonics of subducting lithosphere, Reviews ofGeophysics, 25, 1, 55-69.
杉村新(1978)：島弧の大地形・火山・地震, 笠原慶一・杉村新編『変動する地球－現在および第四紀』,159-181.
多田尭(1974)：根室半島沖地震による地殻変動と断層モデル, 地震第２輯, 27, 120-128.
宇佐美龍夫(1996)：『新編日本被害地震総覧 [増補改訂版 416-1995]』，東京大学出版会, 496pp.
宇佐美龍夫(2003)：『最新版 日本被害地震総覧[416]-2001』，東京大学出版会，605pp.
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, 地震予知連絡会報, 7,
7-13.
宇津徳治(1982)：日本付近の M6.0 以上の地震及び被害地震の表：1885 年～1980 年,東京大学地震研究
所彙報, 57, 401-463.
宇津徳治(1984)：『地震学 (第 2 版)』，共立出版，310pp.
宇津徳治(1985)：日本付近の M6.0 以上の地震及び被害地震の表：1885 年～1980 年（訂正と追加）,東京大学地震研究所彙報, 60, 639-642.
宇津徳治(1989)：日本付近の M6.0 以上の地震および被害地震の震度分布図(1901 年～1926 年), 東京大学地震研究所発行, pp.278.
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.
渡辺偉夫(1998)：『日本被害津波総覧 (第2版)』，東京大学出版会，238pp.
Wei, D and T. Seno(1998)：Determination of the Amurian plate motion, Mantle Dynamics andPlate Interactions in East Asia. Geodynam. Series, ed. M. Flower, S.-L. Chung, C.-H.
Lo, and T. -Y. Lee, 27, 337-346.
Yamanaka, Y. and M. Kikuchi：Source process of the recurrent Tokachi-oki on September 26,
2003, inferred from teleseismic body waves., submitted to E-Letter Section of Earth
Planets Space.
吉田明夫・細野耕治(2002)：火山フロントと稍深発地震活動（第２報）－関東および北海道－, 火山,
47, 6, 727-738.

31千島海溝沿いの地震活動の長期評価について
図の目次
図1

千島海溝沿いの評価対象領域

図2

余震分布から推定した過去の震源域、及び想定震源域

図3

十勝沖の地震の想定震源域

図4

十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震の系列の同定に関する文献での評価結果等

図 5-1

微小地震の震源分布等に基づくプレート境界面の推定等深線図（十勝沖～択捉島沖）

図 5-2

微小地震の震源分布等に基づくプレート境界面の推定等深線図（十勝沖～根室沖）

図6十勝沖から択捉島沖にかけての震央分布・断面図及びプレート境界の位置

図7十勝沖から択捉島沖にかけての主な地震と主な震源域（地震調査委員会,1999）

図 8-1

各種震源モデル（十勝沖の地震・根室沖の地震）

図 8-2

各種震源モデル（色丹島沖の地震・択捉島沖の地震）

図 9-1

本震発生後 1 ヶ月間の地震活動 （上）気象庁震源 （下）USGS(PDE)震源－1952 年 3 月 4 日の十勝沖地震及び 1973 年 6 月 17 日の根室半島沖地震

図 9-2

本震発生後 1 ヶ月間の地震活動 （上）気象庁震源 （下）USGS(PDE)震源－1973 年 6 月 17 日の根室半島沖地震及び 1969 年 8 月 12 日の色丹島沖の地震

図 9-3

本震発生後 1 ヶ月間の地震活動 （上）気象庁震源 （下）USGS(PDE)震源－1969 年 8 月 12 日の色丹島沖の地震及び 1963 年 10 月 13 日の択捉島沖の地震

図 10－1～10－15
図 11

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等

バックスリップモデル（Ito et al.(2000)）

図 12-1 北海道地方の最近の地殻変動（水平変動ベクトル図）
図 12-2 北海道地方の最近の地殻変動（上下変動図）
図 13-1 十勝沖から択捉島沖にかけての地震活動（上：M4.5 以上、下：M7.0 以上の震央分布図）
図 13-2 十勝沖から択捉島沖にかけての地震活動（M4.5 以上の規模別経過図および回数積算図）
図 14-1 次の地震の 30 年確率の時間推移（十勝沖の地震・根室沖の地震）
図 14-2 次の地震の 30 年確率の時間推移（色丹島沖の地震・択捉島沖の地震）
図 15-1～15-7

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関連する資料

変更点：下線を施した図番号の図表について、差替え、ないし挿入を施した。

32

変更の概要については下記のとおりである：
図3

引用文献に関する修正を施した。
Hirata et al.（in press）→ Hirata et al.（2003）

図7

1924 年 7 月 1 日の地震の震央を追加した。また、平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の震央は別記（図 15-1）することを明記した。

図 8-1

引用文献に関する修正を施した。
Hirata et al.（in press）→ Hirata et al.（2003）

図 10-101924 年 7 月 1 日の地震の震央を追加した。

図 10-15【追加図表】
図 13-1, 13-2
図 14-1

気象庁Ｍ改訂を地震活動図に反映した。

十勝沖の地震の 30 年確率の時間推移を更新した。

図 15-1～15-7【追加図表】

図の内容は以下のとおり：

図 15-1 2003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の余震分布（気象庁資料に加筆）
図 15-2 2003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の震度分布（気象庁資料）
図 15-3 2003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の津波遡上高の比較（北海道大学資料）
図 15-4 2003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の津波の高さ分布（気象庁資料）
図 15-5 2003 年十勝沖地震の津波波源域（気象庁資料）
図 15-6 2003 年十勝沖地震に伴う地殻変動と断層モデル（国土地理院）
図 15-7 2003 年十勝沖地震の震源モデル（Yamanaka and Kikuchi, submitted）

33

34
図1

千島海溝沿いの評価対象領域

35
図2

余震分布から推定した過去の震源域、及び想定震源域

36
図3

十勝沖の地震の想定震源域

宇津の領域区分 B・C・D・E・F（宇津，1972）と本報告での領域区分

M8 クラスの大地震（Fukao & Furumoto(1979)に加筆）

図 4

十勝沖の地震・根室沖の地震・色丹島沖の地震・択捉島沖の地震の系列の同定に関する文献での評価結果等
37

38
図 5-1

微小地震の震源分布等に基づくプレート境界面の推定等深線図（十勝沖～択捉島沖）

39
図 5-2

微小地震の震源分布等に基づくプレート境界面の推定等深線図（十勝沖～根室沖）図6十勝沖から択捉島沖にかけての震央分布・断面図及びプレート境界の位置
40

41
図7

十勝沖から択捉島沖にかけての主な地震と主な震源域（地震調査委員会，1999）(2003 年 9 月 26 日の十勝沖地震の震央については図 15-1 参照)

42
図 8-1

各種震源モデル（十勝沖の地震・根室沖の地震）

43
図 8-2

44
各種震源モデル（色丹島沖の地震・択捉島沖の地震）

図 9-1

本震発生後１ヶ月間の地震活動 （上）気象庁震源 （下）USGS(PDE)震源－1952 年３月４日の十勝沖地震及び 1973 年６月 17 日の根室半島沖地震

44

気象庁資料

図 9-2

本震発生後１ヶ月間の地震活動 （上）気象庁震源 （下）USGS(PDE)震源－1973 年６月 17 日の根室半島沖地震及び 1969 年８月 12 日の色丹島沖の地震
45

気象庁資料

図 9-3

本震発生後１ヶ月間の地震活動 （上）気象庁震源 （下）USGS(PDE)震源－1969 年８月 12 日の色丹島沖の地震及び 1963 年 10 月 13 日の択捉島沖の地震
46

気象庁資料

47
図 3-6 十勝沖地震の震度分布図[気象庁(1968)による]1952 年 3 月 4 日の十勝沖地震の震度分布(地震調査委員会,1999)[左図]と波源域(羽鳥,1973)[右図]

図 10-1

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その１）48

十勝沖の地震・根室沖の地震の震度分布・津波高分布の比較と、それに基づく 1843 年 4 月 25 日の十勝沖の地震の推定波源域(羽鳥,1984)

図 10-2

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その２）491973 年 6 月 17 日の根室半島沖地震の震度分布(気象庁,1974)[左図]と波源域(羽鳥,1974)[右図]

図 10-3

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その３）501894 年 3 月 22 日の根室沖の地震の震度分布(中央気象台,1897)[左図]と波源域(羽鳥,1971)[右図]（微震、弱震、強震、烈震は、現在の震度 1、2～3、4、5 弱以上に相当する。
）

図 10-4

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その４）51

色丹島沖の地震の震度分布[左図]1969 年 8 月 12 日の地震(札幌管区気象台他,1969-1970)[右図]1893 年 6 月 4 日の地震(震災予防調査会,1895)(微震、弱震、強震は、現在の震度 1、2～3、4 に相当する。)

図 10-5

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その５）521963 年 10 月 13 日の択捉島沖の地震の震源分布(気象庁,1964)

図 10-6

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その６）53

色丹島沖～択捉島沖で発生した主な地震の波源域(羽鳥,1971)と津波高分布(羽鳥,1970)

図 10-7

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その７）54

ひとまわり小さいプレート間大地震の本震後 1 ヶ月間の余震分布に基づく推定震源域(USGS 震源(PDE)もしくは気象庁震源による、但し 1900/12/25, 1915/3/18, 1924/12/29 は本震の震央のみ表示)

図 10-8

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その８）551961 年 8 月 12 日の地震の震度分布(気象庁,1962)[左図]と1961 年 8 月 12 日・1962 年 6 月 23 日の地震の波源域(羽鳥,1969)[右図]

図 10-9

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その９）56

沈み込んだプレート内地震の震源(域)[左図]、震源位置の概念図[右図]（地震調査委員会(1999)を編集）

図 10-10

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その１０）

57

1994 年 10 月 4 日の北海道東方沖地震の震度分布(気象庁,1996)[左図]と津波高(痕跡高)分布(渡辺,1998)[中・右図]

図 10-11

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その１１）

58

1994 年 10 月 4 日の北海道東方沖地震の検潮所における津波の高さの分布(気象庁,1996)[左図]と波源域(羽鳥,1995)[右図]

図 10-12

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その１２）

59

1958 年 11 月 7 日の地震の震度分布(気象庁,1968)

図 10-13

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その１３）

60
図 3-10

釧路沖地震の震度分布図[気象庁(1996)から作成]

1993 年 1 月 15 日の釧路沖地震の震度分布（地震調査委員会,1999)

図 10-141978 年 12 月 6 日の地震の余震分布と発震機構解(Kasahara and Sasatani,1985)

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その１４）

61

1978 年 12 月 6 日の地震の震度分布（気象庁資料）

図 10-151924 年 7 月 1 日の地震の震度分布（宇津,1989）

評価対象地震の震度分布・津波高分布・波源域等（その１５）

62
図 11

バックスリップモデル (Ito et al.(2000))

北海道地方の最近の GPS 水平変動ベクトル図(国土地理院資料)
図 12-1

北海道地方の最近の地殻変動（水平変動ベクトル図）

63

北海道地方の最近の GPS 上下変動図(国土地理院資料)
図 12-2

北海道地方の最近の地殻変動（上下変動図）

64

65

Ａ

図

13-1

Ｂ

Ｃ

十勝沖から択捉島沖にかけての地震活動

上：M≧4.5 の震央分布図下：M≧7.0 の震央分布図

気象庁資料

Ｄ

Ｂ

Ａ
635

Ｃ

図

Ｄ

13-2 十勝沖から択捉島沖にかけての地震活動
各領域における M≧4.5 の地震活動経過図（規模別：上段）と地震回数積算図（下段）
地震回数積算図中の↓は、それ以降 M≧4.5 の地震が均一に決定できていると考えられる。

気象庁資料
66

100

30年以内に地震が発生する確率(％)

90
80
70
60
50

0.24
0.32

40
30

評価時点

20
10
0
1980

1990

2000

2010

2020

2030

2040

2050

2060

2070

2080

2090

2100

西暦(年）

BPT分布による十勝沖の地震の30年確率の時間推移

100

30年以内に地震が発生する確率(％)

90
80
70
60

評価時点

50

0.24
0.32

40
30
20
10
0
1980

1990

2000

2010

2020

2030

2040

2050

2060

2070

2080

2090

西暦(年）

BPT分布による根室沖の地震の30年確率の時間推移

図 14-1

次の地震の 30 年確率の時間推移（十勝沖の地震・根室沖の地震）
67

2100

100

30年以内に地震が発生する確率(％)

90
80
70

評価時点
60
50

0.24
0.32

40
30
20
10
0
1980

1990

2000

2010

2020

2030

2040

2050

2060

2070

2080

2090

2100

西暦(年）

BPT分布による色丹島沖の地震の30年確率の時間推移

100

30年以内に地震が発生する確率(％)

90
80
70
60
50

0.24
0.32

40
30
20

評価時点
10
0
1980

1990

2000

2010

2020

2030

2040

2050

2060

2070

2080

2090

2100

西暦(年）

BPT分布による択捉島沖の地震の30年確率の時間推移

図 14-2

次の地震の 30 年確率の時間推移（色丹島沖の地震・択捉島沖の地震）
68

1952 年及び 2003 年の十勝沖地震（約１ヶ月表示）
震央分布図(Ｍすべて)矩形内の地震活動経過図
（規模別）
前震？

図１５－１ 平成１５年（２００３年）十勝沖地震に関連する資料（その１）

矩形内の地震回数積算図（ただし、M≧5.0）

最大余震

本震

震央分布図(Ｍすべて)矩形内の地震活動経過図
（規模別）
前震
前震

矩形内の地震回数積算図（ただし、M≧5.0）

最
最大
大余
余震
震

本震

2003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の余震分布（気象庁資料）
十勝沖の想定震源域（

図 15-1
気象庁

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関連する資料（その１）
69

）を加筆

今回の地震（M8.0 ）の震度分布

2003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の震度分布

図 15-2

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関連する資料（その２）1952 年の地震（M8.2 ）の震度分布
2003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の震度分布

図 15-2
気象庁

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関連する資料（その２）702003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の津波遡上高の比較（北海道大学資料）2003 年十勝沖地震の津波遡上高は連合調査チーム（北海道大学・東北大学・秋田
大学・東京大学・気象庁・産総研・人と防災未来センター・JAMSTEC）による速報値である。1952 年十勝沖地震の津波遡上高は主に中央気象台調査報告（1954）による。

図 15-3

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関連する資料（その３）71図１５－４ 平成１５年（２００３年）十勝沖地震に関連する資料（その４）1952 年十勝沖地震

平成 15 年(2003 年)十勝沖地震

十勝 釧路 根室 浦河* 室蘭 函館 八戸 青森 むつ関 宮古 釜石 大船 牡鹿町 いわき市小
名浜
根浜
鮎川
港*
花咲
※
※
渡
1952年十勝沖地震
1.80 0.90
0.16 0.32 2.00 0.37
0.65
1.00 0.40 0.19
平成15年(2003年)十勝沖地震 2.54 1.18 0.90 1.29 0.26 0.78 0.99
0.48 0.57 0.42 0.22 0.27 0.18
主な検潮所で観測された津波の高さの最大を示している。1952 年の津波の高さは渡辺による。今回の津波による値は気象庁で読みとった速報値であり、後日変更される場合がある。高さの単位はｍ。無印は気象庁、*は国土交通省北海道開発局所管、※は海上保安庁所管の検潮所。

2003 年十勝沖地震と 1952 年十勝沖地震の津波の高さ分布
図 15-4気象庁

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関する資料（その４）72図 15-5

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関連する資料（その５）73図 15-6
国土地理院

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関連する資料（その６）742003 年十勝沖地震の震源モデル(Yamanaka and Kikuchi, submitted)

図 15-7平成 15 年（2003 年）十勝沖地震に関連する資料（その７）75別添

プレートの沈み込みに伴う大地震に関する長期評価の信頼度について

地震調査委員会は、プレートの沈み込みに伴う大地震（海溝型地震）に関する長期評価を行っており、評価対象の各海域におけるそれらの発生領域、規模、発生確率等についての評価を公表している。
しかし、評価に用いられたデータは量および質において一様でなく、そのためにそれぞれの評価結果についても精粗があり、その信頼性には差がある。このことを表現したものが「評価の信頼度」である。
本資料は、評価の信頼度についての考え方や信頼度の各ランク分けの条件などを記述したものである。また、今回およびこれまでに公表したプレートの沈み込みに伴う大地震の評価の信頼度を一覧表で掲載した。

１．評価の信頼度のランク分けとその意味評価の信頼度は、評価に用いたデータの量的・質的な充足性などから、評価の確からしさを相対的にランク付けしたもので、A から D の４段階で表す。各ランクの一般的な意味は次のとおりである。
A：（信頼度が）高い

B：中程度

C：やや低いD：低い

評価の信頼度は、想定地震の発生領域、規模、発生確率のそれぞれの評価項目について与える。発生確率の評価の信頼度は、地震発生の切迫度を表すのではなく、確率の値の確からしさを表すことに注意する必要がある。なお、各評価項目の信頼度ランクの具体的な意味は以下のとおりである。分類の詳細な方法については２．
を参照のこと。

○ 発生領域の評価の信頼度
A：過去の地震から領域全体を想定震源域とほぼ特定できる。ほぼ同じ震源域で大地震が繰り返し発生しており、発生領域の信頼性は高い。
B：過去の地震から領域全体を想定震源域とほぼ特定できる。ほぼ同じ震源域での大地震の繰り返しを想定でき、発生領域の信頼性は中程度である。
または、
想定地震と同様な地震が領域内のどこかで発生すると考えられる。想定震源域を特定できないため、発生領域の信頼性は中程度である。

76

C：発生領域内における大地震は知られていないが、ほぼ領域全体もしくはそれに近い大きさの領域を想定震源域と推定できる（地震空白域＊1）。過去に大地震が知られていないため、発生領域の信頼性はやや低い。
または、
想定地震と同様な地震が領域内のどこかで発生すると考えられる。想定震源域を特定できず、過去の地震データが不十分であるため発生領域の信頼性はやや低い。
D：発生領域内における大地震は知られていないが、領域内のどこかで発生すると考えられる。ただし、地震学的知見が不十分なため発生領域の信頼性は低い。
○ 規模の評価の信頼度
A：想定地震と同様な過去の地震の規模から想定規模を推定した。過去の地震データ
が比較的多くあり、規模の信頼性は高い。
B：想定地震と同様な過去の地震の規模から想定規模を推定した。過去の地震データ
が多くはなく、規模の信頼性は中程度である。
C：規模を過去の事例からでなく地震学的知見から推定したため、想定規模の信頼性はやや低い。
D：規模を過去の事例からでなく地震学的知見から推定したが、地震学的知見も不十分で想定規模の信頼性は低い。
○ 発生確率の評価の信頼度
A：想定地震と同様な過去の地震データが比較的多く、発生確率を求めるのに十分な程度あり、発生確率の値の信頼性は高い。
B：想定地震と同様な過去の地震データが多くはないが、発生確率を求め得る程度にあり、発生確率の値の信頼性は中程度である。
C：想定地震と同様な過去の地震データが少なく、必要に応じ地震学的知見を用いて発生確率を求めたため、発生確率の値の信頼性はやや低い。今後の新しい知見
により値が大きく変わり得る。
D：想定地震と同様な過去の地震データがほとんど無く、地震学的知見等から発生確率の値を推定したため、発生確率の値の信頼性は低い。今後の新しい知見により値が大きく変わり得る。

＊1

いわゆる海溝型地震など、プレート境界で発生する大地震は、その震源域が互いにほとんど重ならず、大地震が起こっていない領域を埋めるように次々と起こってゆく傾向がみられる。このように大地震の発生する可能性がある領域において、隣接する領域で大地震が発生しているにもかかわらず、まだ大地震が発生していない領域を「地震空白域」という。

77

２．評価の信頼度各ランクにおける分類条件の詳細
評価の信頼度のランク分けにおける分類条件の詳細は以下のとおりである。

（１）発生領域の評価の信頼度（図３参照）（想定地震の震源域をほぼ特定した場合（図１参照））
時間

A：ほぼ領域全体を震源域とする大地震が 2 回以上繰り返し起こっている。今後も同様な震源域で繰り返し地震が発生すると考えられ、発生領域の信頼性は高
い。

イベント

B：ほぼ領域全体を震源域とする大地震が１回発生しており、地震学的知見から大地震の繰り返しを想定できる。それ以前にも大地震が発生しているが、同様な震源域での繰り返しが必ずしも明確でないか、あるいは、ほぼ同じ震源域での地震の繰り返しが知ら
図１ 想定地震の震源域を特定した場合の考え方（概念図）
れていないため、発生領域の信頼性は中程度である。
震源域

領域

C：領域内における大地震は知られていないが、地震学的知見から、ほぼ領域全体もしくはそれに近い大きさの震源域をもつ大地震を想定できる（地震空白域）。発生領域内における大地震が知られていないため、信頼性はやや低い。

（想定地震と同様な地震が発生すると考えられる地域を 1 つの領域とした場合（図２参照））
B：想定地震と同様な地震が領域内で４回以上発生しており、今後も領域内のどこかで発生すると考えられる。発生場所を特定できないため、発生領域の信頼性は中程度である。
C：想定地震と同様な地震が領域内で１～３回しか発生していないが、今後も領域内のどこかで発生すると考えられる。発生場所を特定できず、地震データも少ないため、発生領域の信頼性はやや低い。

時間

イベント

震源域

領域

D：領域内で発生した大地震は知られていないが、大地
震発生のポテンシャルはあると考えられる。地震学的知見が不十分で震源域を特定できず、発生領域の信頼性は低い。

78

図２ 想定地震と同様な地震が発生すると考えられる地域を１つの領域とした場合 の考え方（概念図)A
震源域をほぼ特定でき、２回以上繰り返している

時間

イベント

震源域

想定
震源域

B

――――――――――――――
震源域をほぼ特定でき、繰り返しを想定できるが、不明確時間――――――――――――――

震源域をほぼ特定でき、繰り返しを想定できるが１回しか地震が知られていない

時間

領域内のどこかで、4回以上発生している

時間
イベント

?

イベント

イベント

?

震源域

震源域

震源域

想定震源域

――――――――――
時間

想定震源域の場所は特定できない

想定震源域

大地震の記録はないが、震源域を推定できる

C ――――――――――
領域内のどこかで、１～３回発生している

時間

D
時間

大地震の記録がなく、震源域を特定できない

イベント

?
震源域

想定震源域

図３

想定震源域の場所は特定できない

想定震源域は場所も大きさも特定できない発生領域の評価の信頼度に関する各ランクの分類条件（模式図）

79

（２）規模の評価の信頼度（図４参照）
A：想定地震と同様な地震が３回以上発生しており、過去の地震から想定規模を推定できる。地震データの数が比較的多く、規模の信頼性は高い。
B：想定地震と同様な地震が１、２回発生しており、過去の地震から想定規模を推定できる。地震データの数が多くないため、規模の信頼性は中程度である。
C：過去に参照できる地震がなく、領域の大きさや推定断層長などから経験的に規模を推定したため、想定規模の信頼性はやや低い。
D：過去に参照できる地震がなく、領域の大きさや推定断層長などから経験的に規模を推定したが、領域や推定断層長の信頼性も低く、想定規模の信頼性は低い。

AB
過 去 に １な い し２ 回 発 生

過 去 に ３回 以 上 発 生

規模
（M ）

規模
（M ）

想定地震

想定地震
時間

時間

現在

現在

C

D
大 地 震 の 記 録 は な く、 地 震 学 的 知 見
か ら 規 模 を推 定 し た が 、 確 度 は 低 い

大 地 震 の 記 録 は な く、 地 震 学 的
知 見 か ら 規 模 を推 定 し た

規模
（M ）

規模
（M ）

?

?

想定 地震

想定地震

現在

図４

時間

時間

現在

規模の評価の信頼度に関する各ランクの分類条件（模式図）

80

（３）発生確率の評価の信頼度（図５参照）（想定地震の震源域をほぼ特定した場合）○BPT 分布適用
A：想定地震と同様な地震が４回以上同定され、繰り返し間隔が３回以上得られており、発生確率の値の信頼性は高い。
B：想定地震と同様な地震が２、３回で、繰り返し間隔が１、２回得られており、発生確率の値の信頼性は中程度である。
C：想定地震と同様な地震は高々１回しか知られておらず、地震学的知見から繰り返
し間隔を推定したため、発生確率の値の信頼性はやや低い。
○ポアソン過程適用
D：想定地震と同様な地震は過去に知られておらず、地震学的知見から発生確率を推定した。発生確率の値の信頼性は低い。

（想定地震と同様な地震が発生すると考えられる地域を 1 つの領域とした場合）○ポアソン過程適用
A：想定地震と同様な地震が領域内で 10 回以上発生しており、地震回数をもとに地震の発生率から発生確率を求めた。発生確率の値の信頼性は高い。
B：想定地震と同様な地震が領域内で５～９回発生しており、地震回数をもとに地震の発生率から発生確率を求めた。発生確率の値の信頼性は中程度である。
C：想定地震と同様な地震は領域内で２～４回と少ないが、地震回数をもとに地震の発生率から発生確率を求めた。発生確率の値の信頼性はやや低い。
D：想定地震と同様な地震は１回以下で、地震回数または地震学的知見をもとに地震の発生率から発生確率を求めた。発生確率の値の信頼性は低い。

81

震源域をほぼ特定でき、繰り返し間隔3回以上(BPT分布適用)

震源域をほぼ特定でき、繰り返し間隔１、２回(BPT分布適用)イベント

応力

想定地震発生？

応力

想定地震発生？

想定地震発生？

イベント

震源域をほぼ特定できるが、発生した大地震は高々１回(BPT分布適用)

イベント

応力

?

?

発生間隔は地震学的知見から推定

時間

時間

現在

時間
現在

現在

B

領域内のどこかで10回以上発生(ポアソン過程適用)

領域内のどこかで5～9回発生(ポアソン過程適用)

想定地震発生？

(

(

領域

領域
イベント

)

)

)

時間

時間

現在

時間
現在

現在

――――――――――

D ――――――――――

震源域をほぼ特定できるが、大地震の記録はない(ポアソン過程適用)

領域内のどこかで１回以下(ポアソン過程適用)
想定地震発生？

想定地震発生？

応力

想定地震の場所は特定できない

想定地震の場所は特定できない

領域

領域内のどこかで２～4回発生(ポアソン過程適用)

想定地震発生？ 想定地震の場所は特定できない

イベント

想定地震発生？

イベント

C

(

A

イベント

想定地震の場所は特定できない

領域

(

?

地震学的知見から、ポアソン過程により発生確率を算出

)
時間

時間

現在

図５

現在

発生確率の評価の信頼度に関する各ランクの分類条件（模式図）
82

表

今回およびこれまでに公表したプレートの沈み込みに伴う大地震の評価の信頼度一覧（１）
発生領域の評
価の信頼度（2）
規模の評価の
信頼度

南海地震

A

A*2

A

4， BPT

東南海地震

A

A

A

5， BPT

宮城県沖地震AA

A

6， BPT

三陸沖北部プレート間大地震

A

A

A

4， BPT

B

B

B

2， BPTC

A

C

3， ﾎﾟｱｿﾝ

CB

D

1， ﾎﾟｱｿﾝ

B

A

B

7， ﾎﾟｱｿﾝ

福島県沖のプレート間地震*3

C

B

D

1， ﾎﾟｱｿﾝ

茨城県沖のプレート間地震

B

A

C

4， ﾎﾟｱｿﾝ

十勝沖の地震B

B

B

2， BPT

根室沖の地震B

B

B

2， BPT

色丹島沖の地震

B

B

B

2， BPT

択捉島沖の地震

B

B

B

2， BPT

B

A

B

5， ﾎﾟｱｿﾝ

B

A

C

4， ﾎﾟｱｿﾝ

C

BC

2， ﾎﾟｱｿﾝ

C

BC

2， ﾎﾟｱｿﾝ

想定地震

三陸沖南部海溝寄りのプレート間地震
三陸北部から房総沖の海溝寄りのプレート間大地震（津波地震）
三陸北部から房総沖の海溝寄りのプレート内大地震（正断層型）
三陸北部の固有地震以外のプレート間地震

十勝沖・根室沖のひとまわり規模の小さいプレート間地震
色丹島沖・択捉島沖のひとまわり規模の小さいプレート間地震
十勝沖～択捉島沖で発生するやや浅いプレート内地震
十勝沖～択捉島沖で発生するやや深いプレート内地震（3）
発生確率の評価の信頼度
地震数，モデル*2

2001 年９月 27 日に公表された「南海トラフの地震の長期評価について」では、次の南海地震の規模の評価は、安政（1854）と昭和（1946）の南海地震に基づいて行われているが、連動型とされている宝永（1707）の地震
は東南海地震と南海地震が１～２時間の差で発生したという見方もあることが注釈に記されており、その場合の規模が東南海、南海地震のそれぞれについて示されている。規模の信頼度のランク付けにあたっては、この
宝永の地震についても加味し、３回のデータによる信頼度に相当するとした。

*3

福島県沖のプレート間地震については、過去に、ほぼ同規模・同タイプの地震がごく短期間に続発しており、想定地震も同様な続発活動とした。したがって、一連の続発活動を 1 回の地震としてカウントしている。

83