三陸沖から房総沖にかけての地震活動の長期評価の一部改訂について
平 成 21年 ３ 月 ９ 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、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、南海トラフの地震、三陸沖から房総沖にかけての地震活動、千島海溝沿いの地震活動、日本海東縁部の地震活動、日向灘および南西諸島海溝周辺の地震活動及び相模トラフ沿いの地震活動の長期評価を行い、公表した。
今回、これまでに長期評価を行った三陸沖から房総沖にかけての地震活動のうち、茨城県沖で想定した地震が発生したことから（平成20年5月8日の茨城県沖の地震（M7.0））、茨城県沖の地震の長期評価を見直すとともに、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、前回の公表から時間が経過したため、地震発生確率等、記述の一部を更新した。
なお、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。平成15年以降に発表した長期評価からは、評価の結果の信頼度を付与しており、今回の見直しに併せて信頼度を追加した。

平 成 21年 ３ 月 ９ 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

三陸沖から房総沖にかけての地震活動の長期評価（一部改訂）
三陸沖から房総沖までの太平洋沿岸を含む日本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、日本海溝沿いのうち図１に示す
三陸沖から房総沖までの領域を対象とし、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、「宮城県沖地震の長期評価」（地震調査委員会,2000）等を参考にした。
１ 地震の発生領域及び震源域の形態
日本海溝沿いに発生する地震は、主に、本州がの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1933年の三陸地震のように太平洋プレート内部が破壊することによって起こることもある。
１－１ 過去の地震の震源域について
過去に日本海溝沿いで発生した地震の震源域については、表１のとおり。
三陸沖北部および茨城県沖以外の三陸沖から房総沖にかけては、同一の震源域で繰り返し発生している大地震がほとんど知られていないため、表１に整理されている地震等を根拠として、震源域を図１のような領域に分けて設定した。
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、大地震の記録が比較的多く残っている三陸沖北部については、大地震の発生状況を踏まえて、一番最近の1968年
十勝沖地震を当該海域で発生する代表例と考え、図２－１のようになる可能性が高いとした。茨城県沖についても地震の発生状況を踏まえ、1982年及び2008年の地震の解析結果等を参考に、図２－２のようになる可能性が高いとした。また、三陸沖
北部及び茨城県沖以外の三陸沖から房総沖にかけては、表１に整理されている地震の発生状況を踏まえ、震源域は特定できないものの図１に示したそれぞれの領域内のプレート境界付近（但し、三陸沖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）に関しては、太平洋プレート内部）で発生する可能性が高いと考えた。
なお、宮城県沖地震及び房総沖のフィリピン海プレートの沈み込みに伴う地震については別途評価がなされているため本報告では評価しなかった。
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、震度分布等に基づく調査研究の成果を吟味し、三陸沖北部～房総沖における大地震を表２のように整理した。領域分けを行った個々の領域内において、繰り返して発生する最大規模の地震をここでは固有地震 *1 として扱うこととし、それより規模の小さい地震や繰り返し*1

固有地震モデルとは、Schwartz and Coppersmith(1984,1986)のいう Characteristic earthquake model の訳（垣見, 1989）で、「個々の断層またはそのセグメントからは、基本的にほぼ同じ（最大もしくはそれに近い）規模の地震が繰り返し発生する」というもの。本
報告では、固有地震をその領域内で繰り返し発生する最大規模の地震と定義した。

1

のはっきりしない地震は固有地震としては扱わなかった。なお、茨城県沖については、同じ領域で20年程度の間隔で比較的規模の大きい地震が繰り返し発生している。
そして、2008年の地震のように比較的規模の大きな前震と本震が発生した場合と、1982年のように１回の地震の場合があることから、この領域では複数のアスペリティが別々にすべる場合と、同時にすべる場合があると考えた。本評価では、ある年代の複数または１つの地震をまとめて一つの活動として扱い、20年程度で繰り返す地
震活動を茨城県沖における一連の地震として扱った。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、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
三陸沖北部～房総沖の日本海溝沿いに発生した大地震については、869年の三陸沖の地震まで遡って確認された研究成果がある。しかし、16世紀以前については、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。
（１）三陸沖北部のプレート間大地震
過去の三陸沖北部の地震については、津波被害の記録が残るような大地震が17世紀以降現在までの約400年間に４回発生した可能性があると考えた。また，このうち少なくとも最近の３回の地震は多数の死傷者が出ている。４回の地震の発生間隔は85.
8年から111.8年までの範囲にあり、平均発生（活動）間隔は97.0年となる。最新の発生が1968年５月16日であることから、最新発生からの経過時間は2009年１月１日現在
で40.6年となり、平均発生間隔の４～５割が経過したことになる。これらの地震は、ほぼ同じ場所で繰り返し発生し、この領域における最大規模またはそれに近い地震とみなされることから、固有地震として扱った。過去の地震の規模は、M（マグニチュード）7.4～M7.9(Mt *1 7.6～Mt8.2)である（表２参照）。三陸沖北部のプレート間大地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等は表３－１にまとめた。
なお、三陸沖北部において、上記４回の地震以外で、規模は一回り小さいが死傷者を伴った地震については、（４）で別途取り扱うこととした。
（２）三陸沖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 *2 ）三陸沖北部から房総沖の海溝寄りの領域については、過去にM８クラスの地震が幾つか知られている。そのうち1933年の三陸沖のものはプレート内で発生した正断層型の地震であり性質が異なるため次の項目で扱うこととし、ここではそれ以外の大地震を評価した。
日本海溝付近のプレート間で発生したM８クラスの地震は17世紀以降では、1611年の三陸沖、1677年11月の房総沖、明治三陸地震と称される1896年の三陸沖（中部海溝寄り）が知られており、津波等により大きな被害をもたらした。よって、三陸沖北部*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「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）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。1896 年の明治三陸地震津波を引き起こした地
震が津波地震の例として有名である。

2

～房総沖全体では同様の地震が約400年に３回発生しているとすると、133年に１回程
度、M８クラスの地震が起こったと考えられる。これらの地震は、同じ場所で繰り返し発生しているとは言いがたいため、固有地震としては扱わなかった。三陸沖北部から房総沖の海溝寄りのプレート間大地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等は表
３－２にまとめた。
（３）三陸沖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）
過去の三陸沖北部から房総沖にかけてのプレート内正断層型大地震で、津波等により大きな被害をもたらしたものは、三陸沖で1933年に発生したものが唯一知られているだけである。したがって、過去400年間に1933年の地震が１回のみ発生したことか
ら、このような地震は400年以上の間隔を持つと推定される。一方、世界の沈み込み帯で発生する正断層型地震の総モーメントの推定から、このようなプレート内の正断層型の地震については、三陸沖北部～房総沖全体では750年に１回程度発生していると計算される。これらから三陸沖北部～房総沖全体ではこのような地震は400～750
年の間隔を持って発生したと考えた。しかし、このようなプレート内正断層型大地震
は、１回しか知られていない地震であるので、固有地震としては扱わなかった。三陸沖北部から房総沖にかけてのプレート内大地震（正断層型）の発生領域、震源域の形
態、発生間隔等は表３－３にまとめた。
なお、房総沖で1953年に発生した地震は、そのメカニズムからプレート内の正断層型の地震と考えられている。また、1909年の房総沖の地震についても1953年と同じようなタイプの地震と考えられている。しかし、両者とも大きな被害は無く、1933年の地震に比べ一回り小さな地震であると考えられることから、これら二つの地震については、発生間隔等の評価対象とはしなかった。
（４）上記（１）～（３）以外の地震
三陸沖北部～房総沖における個別の領域について、（１）～（３）以外の地震で過去に複数の死傷者の出る被害のあった地震が発生した領域は、三陸沖北部、三陸沖南部海溝寄り、福島県沖及び房総沖である。茨城県沖については、20年程度の間隔で地
震活動の活発な時期が見られるが、死者をもたらした地震は知られていない。
三陸沖北部
三陸沖北部の最大規模の地震より一回り小さい地震には、死者３名を伴った1994
年の三陸はるか沖のM7.6の地震などが含まれる。これらの地震については、1945年のM7.1の地震により死傷者が出ていることから、M7.1以上の地震を対象とすると、192
3年～2001年の約79年間に７回発生しており、約11.3年に１回発生していたと考えられる。これらの地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等は表３－４にまとめた。
三陸沖中部
三陸沖中部は過去に死傷者をもたらした地震は知られていない。
三陸沖南部海溝寄り
1793年に宮城県沖と連動する形でM8.2の地震があり、死傷者を伴った。1897年８月には海溝寄り単独でM7.7の地震が発生しているが、死傷者は無かった。このような地震活動については、105年程度の間隔でここを震源域とする地震が繰り返した可能性があると考え、固有地震として扱うこととした。三陸沖南部海溝寄りにおける地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等は表３－５にまとめた。

3

福島県沖
1938年に逆断層型及び正断層型を取り混ぜ、M7.4程度の地震が幾つか発生し、死者１名、負傷者数名の被害を伴ったことが知られているが、このような地震活動については、過去400年間他に事例が知られていない。このことから、400年以上の間隔でこのような地震が繰り返した可能性があると考えた。福島県沖における地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等は表３－６にまとめた。
茨城県沖
これまで死者をもたらした地震は知られていないが、地震観測データにより現在とほぼ同様の手法で震源決定されている1923年以降現在までに、M７程度の地震が繰り返し発生したことが知られている。そのうち、震源位置などから1920年代、1943年、1960年代、1982年、2008年の地震活動を茨城県沖における一連の地震として扱うこととした（図２－２）。1920年代の活動では1923年６月２日５時15分の地震を、1960
年代の活動では1965年の地震を主な地震と見なすと、平均発生（活動）間隔は21.2
年であり、過去の地震の規模は、M6.7～M7.2である（表２参照）。茨城県沖のプレート間地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等は表３－７にまとめた。
房総沖
２－１（２）で述べた1677年11月の津波地震、1909年、1953年の正断層型の地震のほかに、1987年には、千葉県東方沖で死者２名を出すM6.7の地震が発生した。この地
震は、フィリピン海プレート内部の地震と考えられている。フィリピン海プレートの沈み込みに伴う地震については、「相模トラフ沿いの地震活動の長期評価について」(地震調査委員会,2004)において評価した。
２－２ 次の地震について
三陸沖北部～房総沖における次の地震の発生時期及び規模は、過去の事例を踏まえ表４－１～７のようであると考えた。地震の発生時期は、当該領域における将来の地震発生確率を過去の地震活動履歴に基づいて予測する確率モデル（更新過程）を適用し、次のように評価した。当該地域における地震が比較的規則的な間隔で発生している場合には、更新過程をあてはめる際に、現状においてよりよく地震発生過程を近似すると考えられるBPT分布 *1 を適用する。それ以外の地震に対しては、更新過程を当てはめる際に、指数分布（更新過程の特殊な場合であり、ポアソン過程 *2 と呼ばれる）を適用するものとする。個々の領域における評価は以下のとおり。
（１）三陸沖北部のプレート間大地震
約100年間隔の大地震については、これまでの平均活動間隔が97.0年であり、2009
年１月１日現在の経過年数が40.6年であることから更新過程（BPT分布を適用）によ
れば、ばらつきαを0.11～0.24として今後30年以内の発生確率は0.2～10％、今後50年以内の発生確率は30～40％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等は、表４－１のとおりである。
また､次の地震の規模は､過去に発生した地震の規模からM8.0前後と推定される｡
なお、三陸沖北部の一回り規模の小さい地震については（４）で評価するが、複数の死傷者が出ている地震が含まれており、約12年に１回の割合で発生していることに留意する必要がある。
*1 BPT分布は、物理モデルを考慮した、地震発生間隔を表す統計モデルの一つ。
*2 ポアソン過程を用いた場合、地震発生の確率はいつの時点でも同じ値となり、本来時間とともに変化する確率の「平均的なもの」になっていることに注意する必要がある。

4

（２）三陸沖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）
M8クラスのプレート間の大地震は、過去400年間に３回発生していることから、この領域全体では約133年に１回の割合でこのような大地震が発生すると推定される。
ポアソン過程により（発生確率等は表４－２に示す）、今後30年以内の発生確率は20％程度、今後50年以内の発生確率は30％程度と推定される。
また、特定の海域では、断層長（200km程度）と領域全体の長さ（800km程度）の比を考慮して530年に１回の割合でこのような大地震が発生すると推定される。ポアソ
ン過程により
（発生確率等は表４－２に示す）、今後30年以内の発生確率は６％程度、今後50年以内の発生確率は９％程度と推定される。
次の地震も津波地震であることを想定し､その規模は､過去に発生した地震のMt等を参考にして､Mt8.2前後と推定される｡（３）三陸沖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）
プレート内の正断層型の地震については、過去400年間に1933年の昭和三陸地震の１例しかないことと三陸沖海溝外縁の断層地形及び正断層型地震の総モーメントの推定から、三陸沖北部～房総沖の海溝寄りの全体について400～750年の間隔で発生していると考えられる。ポアソン過程を適用することにより（発生確率等は表４－３に示す）、今後30年以内の発生確率は４～７％、今後50年以内の発生確率は６～10％と推定される。
また、特定の海域では、断層長（200km程度）と領域全体の長さ（800km程度）の比を考慮して、
1600～3000年の間隔で発生していると考えられ、ポアソン過程により（発生確率等は表４－３に示す）、今後30年以内の発生確率は１～２％、今後50年以内の発生確率は２～３％と推定される。
次の地震の規模は､過去に発生した地震のMおよびMtを参考にして､M8.2前後と推定される｡（４）上記（１）～（３）以外の地震
三陸沖北部～房総沖における個別の領域の、上記の（１）～（３）以外の地震については、過去に複数の死傷者の出る被害のあった、三陸沖北部、三陸沖南部海溝寄り、福島県沖について評価を行った。また、20年程度の間隔で地震活動の活発な時期が確認されている茨城県沖についても評価を行った（表４－４～７）。
三陸沖北部
三陸沖北部において、（１）で取り上げた地震以外の一回り規模の小さい地震については、複数の死傷者が報告されている地震を含むM7.1以上の地震は、約11.3年に１回の割合で発生している。このことから、ポアソン過程により今後30年以内の発生確率は90％程度と推定される（表４－４）。
次の地震の規模は､過去に発生した地震の規模からM7.1～M7.6と推定される｡
三陸沖中部
この領域については、現在知られている資料からは、規模の大きな地震は知られていないため、将来の大地震の発生の可能性もかなり低いと考えられる。しかし、発生確率を評価するだけの資料がないため、確率の評価は行わなかった。
三陸沖南部海溝寄り
1793年及び1897年８月にここを震源とした地震があったと考えられ、発生間隔は15

05年程度（104.5年）であったと考えられる。2009年1月1日現在の経過年数が111.4
年であることから、更新過程（BPT分布を適用）によれば、ばらつきαを0.19～0.24
として、今後30年以内の発生確率は80～90％、今後50年以内で90～98％と推定される（表４－５）。
また、この領域の地震はすでに「宮城県沖地震の長期評価」(地震調査委員会,2000)で評価されているように、宮城県沖の地震と連動する可能性がある。
次の地震の規模は､過去に発生した地震の規模を参考にすると､ここを震源域とする地震が単独で発生した場合はM7.7前後､宮城県沖の地震と連動した場合はM8.0前後と推定される｡
福島県沖
1938年の福島県東方沖地震のようにほぼ同時期に複数のM7.4程度の地震が発生したものが過去400年に１回だけであったため、この領域ではこのような地震の発生間隔は400年以上と考えられる。このことから、長期的な発生確率は、ポアソン過程により今後30年以内で７％程度以下、今後50年以内で10％程度以下と推定される（表４－６）。
次の地震の規模は､過去の事例からM7.4前後と推定され、複数の地震が続発することが想定される｡
茨城県沖
茨城県沖の一連の地震は、約20年程度（21.2年）の間隔で発生している。更新過程（BPT分布を適用）によれば、ばらつきαを0.16～0.24として、今後20年以内の地震発生確率は50％程度と推定される（表４－７）。
次の地震の規模は､過去に発生した地震の規模からM6.7～M7.2と推定される｡
なお、茨城県沖の評価対象領域では、一連の地震と見なしたもの以外にも1938年にM7.0の地震が発生した。このことから、茨城県沖の評価対象領域内では、想定震源域
以外でもM７クラスの地震が発生する可能性があることに留意する必要がある。
房総沖
房総沖については、1909年及び1953年の地震による大きな被害がなかった（死者はいなかった）
ことから、将来の同様な地震の発生確率等の評価は行わなかった。また、1987年の千葉県東方沖の地震のようなフィリピン海プレートの沈みこみに伴う地震については、「相模トラフ沿いの地震活動の長期評価について」(地震調査委員会,2004）において評価したため、ここでは評価しない。
３ 今後に向けて
・ 三陸沖北部、三陸沖南部海溝寄りの領域及び茨城県沖の地震以外は、過去の地震資料が少ないなどの理由でポアソン過程として扱ったが、今後新しい知見が得られれ
ばBPT分布を適用した更新過程の取り扱いの検討が望まれる。
・ 三陸沖～房総沖にかけての海域ではプレート内逆断層型の大地震についてはこれまで知られていない。しかし、同様に過去このタイプの地震が知られていなかった北海道東方沖で1994年にM8.2の地震が発生したこともあり、このような地震についても留意する必要がある。

6

表１

三陸沖～房総沖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)

1677年4月13日
1763年1月29日
1856年8月23日
1968年5月16日

三陸沖 三陸沖北 三陸沖 福島県 茨城県
北部
部から房 南 部 海沖
沖
総沖の海 溝寄り
溝寄り

1968年十勝沖
地震

○
○
○
○

1611年12月2日
1677年11月4日
1896年6月15日

明治三陸地震○○○1933年3月3日

三陸地震○

1793年2月17日
1897年8月5日○○

1938年11月5～6日 福 島 県 東 方 沖○

1896年1月9日
1923年6月2日(2:24)
1923年6月2日(5:15)
1924年8月15日
1935年7月19日
1938年5月23日
1943年4月11日
1961年1月16日
1965年9月18日
1982年7月23日
2008年5月8日

地震発生領域

備考

7.9
7.4
7.5
7.9

三陸沖北部の地震については、固有地
震と同定したものを
示した。

8.1
8.0
8.2
8.1

三陸沖北部から房総沖の海溝寄りの地震については、M8クラスの地震について
示した。

8.2
7.7
7.3～
7.5

地震

表２

M

○
○
○
○
○
○
○
○
○
○
○

7.3
7.1
7.1
7.2
6.9
7.0
6.7
6.8
6.7
7.0
7.0

福島県沖については、 M7クラスの地震が多発した時期を示した。
茨城県沖については、比較的規模の大きな地震を示した。

三陸沖～房総沖で発生した主な地震のマグニチュード等
地震発生年月日 地震の平均的発生頻度等注１

地震規模
Ｍ
注2

三陸沖北部のプレート間大地 1677/4/13
震（固有地震として扱った地震）
1763/1/29

平均発生間隔は約97.0年

1856/8/23
1968/5/16

Ｍt

注3

死傷者数

Ｍw 死者
注4

7.9 7.7－
注７(7 3/4～8.0)
7.4 7.9
数人
注７(7.9)
7.5 7.6
37
注７(7.8～8.0)
7.9 8.2 8.3 52

三陸沖北部から房総沖の海溝 1611/12/2
寄りのプレート間大地震（津 1677/11/4
波地震）
1896/6/15

江戸時代1603年以降約400年間に 8.1 8.4
おいて発生は3回。
8 . 0 8.0

三陸沖北部から房総沖の海溝 1933/3/3
寄りのプレート内大地震（正断層型地震）

江戸時代1603年以降約400年間に 8.1 8.3
おいて発生は1回。

5000
540

注5

負 傷
者
－
－
多数
330
－
多数

注6

8.2 8.2

722000 4500
3064

1092

三陸沖北部の固有地震として 1931/3/9
扱ったもの以外のプレート間 1935/10/18
地震
1943/6/13
1945/2/10
1960/3/21
1989/11/2
1994/12/28

1923年からの約79年間に固有地 7.2
震である1968年十勝沖地震を除 7.1
いて発生は7回。
7.1
7.1
7.2
7.1
7.6

7.2
6.9
7.3
7.1
7.5

0

0

2
0
0
3

－
0
0
693

三陸沖南部海溝寄りのプレー 1793/2/17
ト間地震（固有地震として扱 1897/8/5
った地震）

発生間隔は105年程度。
8.2 7.6（1793年の地震は宮城県沖と連動。 7.7 7.8
1897年については海溝寄りのみ単独
で発生）

39
0

－
0

福島県沖のプレート間地震

江戸時代1603年以降約400年間に 7.5 7.6
おいて続発活動は1回。
7.3 7.6
7.4 7.3

1
0
0

9
0
0

0
0

3
0

1938/11/5
1938/11/5
1938/11/6

茨城県沖のプレート間地震
1923/6/2(5:15)（一連の地震のうち、地震発 1943/4/11
生 間 隔 等 の 算 出 に 用 い た 地 1965/9/18
震）
1982/7/23
2008/5/8

平均発生間隔は約21.2年

房総沖の地震（1909年と1953年の地震は海溝寄り 7.5のプレート内地震（正断層型））
7.4 7.8

1909/3/13
1953/11/26

7.1
6.7
6.7
7.0 7.0
7.0 6.9

注1:発生間隔については、当該領域に発生する固有地震と判断した地震系列についてのみ示した。
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)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（1982,1985）による。」としている。
また、宇津(1982,1985,1999)がMを決めるうえで気象庁Mを引用した地震に関しては、気象庁による改訂M値（平成13年4月23日、平成15年9月25日）を採用した。
ただし、1923年6月2日の地震のMは、気象庁地震予知情報課(2007)による。
注3:Mtは津波マグニチュード（阿部,1988,1999による）。津波マグニチュードとは、津波の高さの空間分布を使って算出する地震の大きさの指標である。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、津波の高さの空間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。
注4:Mwはモーメントマグニチュード。モーメントマグニチュードとは、震源の物理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。三陸沖北部の1968年のMwについては、永井他(2001)の地震モーメントから推定した。
注5: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、同書に扱われていない地震は空欄としている。
注6:石橋（1986）は、最大震度が4程度でM6～6.5程度の地震と推定し、揺れに比べて津波の規模が大きい津波地震であるとしている。
注7:()内のMは、宇佐美(1996)にある記述。宇佐美(1996)によれば、津波の記録等から、1677年, 1763年, 1856年のいずれの地震も 1
968年十勝沖地震に似ており、()内のMとなる可能性があることを指摘している。

8

表３－１

三陸沖北部のプレート間大地震の発生領域、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２－１の塗りつぶした領域。 震源域は、1968年の「十勝沖地震」にの目安
つ いて の ア スペ リ ティ モ デ ル（ 永 井他,2001)、過去の他の震源モデル、余(2)震源域の形態

陸側のプレートと太平洋プレー 震分布等を参照して、総合的に判断しトの境界面。低角逆断層型。
た。

(3)震源域

図２－１(深さは、沿岸寄りでは約60km、日本海溝寄りでは約10km。)

Ａ(4)地震時における 約N115°E+/-10°（陸側のプレ 太平洋プレートの陸側のプレートに対する相対運動
陸のプレートの震源 ートの太平洋プレートに対する 方向(瀬野,1993；Seno et al.,1996)から推定した。
断層面における平均 ずれの向き）的なずれの向き(5)発生間隔等

平均発生間隔約97.0年 1677年・1763年・1856年・1968年に当該領域におい（ＢＰＴ分布モデルを仮定した て発生した、津波被害を伴った地震について、平均場合におけるばらつきαは0.1 発生間隔を算術平均で求めた。
1）
最新発生時期(1968年5月16日)
から2009年1月1日現在までの経
過時間 40.6年

表３－２

三陸沖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）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１の当該領域。
の目安(2)震源域の形態(3)震源域

震源域は、1896年の「明治三陸地震」
についてのモデル（Tanioka and Satake,1996；相田,1977)を参考にし、同陸側のプレートと太平洋プレー 様の地震は三陸沖北部から房総沖の海トの境界面。低角逆断層型。
溝寄りの領域内のどこでも発生する可能性があると考えた。

Ｃ

日本海溝に沿って長さ200km程
度の長さ幅50km程度の幅。具体的な地域は特定できない。

(4)地震時における 約N115°E+/-10°（陸側のプレ 太平洋プレートの陸側のプレートに対する相対運動
陸のプレートの震源 ートの太平洋プレートに対する 方向(瀬野,1993；Seno et al.,1996)から推定した。
断層面における平均 ずれの向き）的なずれの向き(5)発生間隔等

三陸沖北部から房総沖の海溝寄 三陸沖北部から房総沖の海溝寄りにかけて顕著な津り全域
波被害を伴ったM8クラスの地震の発生は、江戸時代
平均発生頻度 400年に3回程度 以降には、1611年・1677年・1896年の3回と判断。
（房総沖の1677年の地震の震源はやや陸寄りという

三陸沖北部から房総沖の海溝寄 考え方もあるが、石橋（1986）および阿部（1999）
りのうち特定の200kmの領域
から津波地震であることは明らかなので、評価対象
平均発生頻度 530年に1回程度 に含める。）特定の領域（約200km）の発生頻度は1896年明治三陸地震の断層長(約200km)と三陸沖北部～
房総沖の海溝寄りの長さ(約800km）の比を考慮して
求めた。

9

表３－３

三陸沖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）の発生領域、震源域の形態、発生間隔等

項 目

特

性

根拠

(1)地震の発生領域 図１の当該領域。
の目安

震源域は、1933年の「三陸地震」についてのモデル（Kanamori,1971a,19
72；Ben-Menahem,1977；他)を参考にし、同様の地震は三陸沖北部から房総沖の海溝寄りの領域内のどこでも発生する可能性があると考えた。

評価の
信頼度注１

Ｃ

(2)震源域の形態

太平洋プレート内部。正断層型。

(3)震源域

日本海溝に沿って長さ200km程度の長さ幅100km程度の幅。具体的な地域は特定できない。

(4)発生間隔等

三陸沖北部から房総沖の海溝寄 過去400年の間において、日本海溝沿いでは、正断り全域層型の M8クラスの地震については1933年の三陸地
平均発生頻度
400～750年に1回 震しか知られていないため、平均発生頻度は400年に1回以下である。一方、世界の沈み込み帯で発生

三陸沖北部から房総沖の海溝寄 する正断層型地震の総モーメントの推定から、平均
りのうち特定の200kmの領域
発生頻度は750年に1回程度と推定される。
平均発生頻度 1600～3000年に1回 特定の領域（約200km）の発生頻度は1933年三陸地
震の断層長(約200km)と三陸沖北部～房総沖の海溝寄りの長さ(約800km）の比を考慮して求めた。

表３－４
項 目

三陸沖北部の固有地震以外のプレート間地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等
特

性

根拠

(1)地震の発生領域 図１の当該領域。
の目安

評価の
信頼度注１

過去の当該地域の地震活動を参考にして判断した。

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(深さは、西端は約60km、東端は約20km。)(4)地震時における 約N115°E+/-10°（陸側のプレ 太平洋プレートの陸側のプレートに対する相対運動
陸のプレートの震源 ートの太平洋プレートに対する 方向(瀬野,1993；Seno et al .,1996)から推定し断層面における平均 ずれの向き）た。
的なずれの向き(5)発生間隔等

平均発生頻度

11.3年に1回程度 1923年からの約79年間に固有地震である1968年十勝沖地震を除いた地震は7回あるため、活動は11.3年に1回程度とした。

10

表３－５
項 目

三陸沖南部海溝寄りのプレート間地震の発生領域、震源域の形態、
発生間隔等
特

性

根拠

評価の
信頼度注１

(1)地震の発生領域 図１の当該領域。
の目安(2)震源域の形態(3)震源域1793年の地震及び1897年の地震によって生じた津波の波源域（羽鳥,1987a）、並びにこれらの地震の断層モデル
陸側のプレートと太平洋プレー （ 相 田 , 1 9 7 7 ） な ど を 参 考 に 判 断 しトの境界面。低角逆断層型。
た。ただし、宮城県沖の地震と連動した場合はさらに陸寄りに拡がると考え
図１(深さは、西端は約30km、 られる〔「宮城県沖地震の長期評価」
東端は約10km。)（地震調査委員会,2000）参照〕。

Ｂ(4)地震時における 約N115°E+/-10°（陸側のプレ 太平洋プレートの陸側のプレートに対する相対運動
陸のプレートの震源 ートの太平洋プレートに対する 方向(瀬野,1993；Seno et al.,1996)から推定した。
断層面における平均 ずれの向き）的なずれの向き(5)発生間隔等

平均発生間隔105年程度1793年に宮城県沖と連動した地震と1897年の海溝寄りで 単独に発生した 地震との発 生間隔より判断した。

最新発生時期(1897年8月5日)から2009年1月1日現在までの経過
時間 111.4年

表３－６
項 目

福島県沖のプレート間地震の発生領域、震源域の形態、発生間隔等
特

性

根拠

(1)地震の発生領域 図１の当該領域。
の目安

評価の
信頼度注１

1938年の地震活動の領域が概ね次の活動の震源域であると判断した。

Ｃ(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。主に低角逆断層型。なお、複数の大地震が2日程度の間に続発。

(3)震源域

図１(深さは、西端は約60km、東端は約20km。)(4)地震時における 約N115°E+/-10°（陸側のプレ 太平洋プレートの陸側のプレートに対する相対運動
陸のプレートの震源 ートの太平洋プレートに対する 方向(瀬野,1993；Seno et al.,1996)から推定した。
断層面における平均 ずれの向き）的なずれの向き(5)発生間隔等

平均発生頻度400年に1回以下 江戸時代以降において、福島県沖については、M7ク
ラスの地震が複数短期間に発生した活動は1938年のみと判断した。

11表３－７

茨城県沖のプレート間地震の発生領域、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２－２の桃色破線で囲んだ領 震源域は、1982年及び2008年の解析結の目安
域内。
果及び過去の地震の震源位置等を参照
して、総合的に判断した。

(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２－２(深さは、西端は約60k
m、東端は約20km。)

Ａ(4)地震時における 約N115°E+/-10°（陸側のプレ 太平洋プレートの陸側のプレートに対する相対運動
陸のプレートの震源 ートの太平洋プレートに対する 方向(瀬野,1993；Seno et al.,1996)から推定した。
断層面における平均 ずれの向き）的なずれの向き(5)発生間隔等

平均発生間隔約21.2年

1923年・1943年・1965年・1982年・2008年に発生した地 震について、平 均発生間隔 を算術平均で求めた。

最新発生時期(2008年5月8日)から2009年1月1日現在までの経過
時間 0.7年

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。
*1

C：発生領域内における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 ）。
過去に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。

*1 いわゆる海溝型地震の内、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
項目

次の三陸沖北部のプレート間大地震の発生確率等

将 来 の地 震 発
生確率等注１

備考

今後10年以内の発生確率 ほぼ0%～0.4%
今後20年以内の発生確率 ほぼ0%～3%
今後30年以内の発生確率 0.2%～10%
今後40年以内の発生確率 5%～30%
今後50年以内の発生確率 30%～40%

BPT分布モデルに平均発生間隔97.0年及び発生間隔のばらつきα= 0.11（データから最尤法により求めた値）～0.24(陸域の活断層に対する値(地震調査委員会,2001a)）を適用して算出した。

地震後経過率0.42

経過時間40.6年を発生間隔97.0年で除した値。

次の地震の規模

M8.0前後注３

過去に発生した地震の M,Mt,Mw を参考にし、総合的に判断した。

表４－２
項目

評価の
信頼度注４

Ａ

Ａ

次の三陸沖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）の発生確率等
将 来 の地 震 発
生確率等注２

今後10年以内の発生確率 7%程度＃
(2%程度)
今後20年以内の発生確率 10%程度＃(4%程度)
今後30年以内の発生確率 20%程度＃(6%程度)
今後40年以内の発生確率 30%程度＃(7%程度)
今後50年以内の発生確率 30%程度＃(9%程度)

備考
約400年間に顕著な津波を伴った大地震が三陸沖北部
から房総沖の海溝寄りに3回発生していると判断し、平均発生間隔を133.3年（=400年/3回）とし、ポアソン過程により三陸沖北部から房総沖の海溝寄りのどこかで発生する確率を算出した。また、1896年の地震の断層長が三陸沖北部から房総沖の海溝寄り全体の0.25倍程度を占めることから、特定の海域では同様の地震が530年に1回発生するものとして、ポアソン過程から発生確率を算出した。

評価の
信頼度注４

Ｃ

＃三陸沖北部から房総沖の海溝寄り全体での発生確率を示す。()は特定の海域の値。

次の地震の規模表４－３
項目

Mt8.2前後注３

過去に発生した地震の Mt 等を参考にして判断した。
津波地震であるため M は Mt より小さい。

Ａ

次の三陸沖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）の発生確率等
将 来 の地 震 発
生確率等注２

今後10年以内の発生確率 1%～2%＃(0.3%～0.6%)
今後20年以内の発生確率 3%～5%＃(0.7%～1%)
今後30年以内の発生確率 4%～7%＃(1%～2%)
今後40年以内の発生確率 5%～10%＃(1%～3%)
今後50年以内の発生確率 6%～10%＃(2%～3%)

備考
M8程度のプレート内正断層型大地震については、三陸沖北部～房総沖の海溝寄り全体では過去400年間に1933年の三陸地震の1例しかないことと、三陸沖海溝
外縁の断層地形及び正断層地震の総モーメントの推定から、同様の地震が400～750年に1回発生するもの
として、ポアソン過程により三陸沖北部から房総沖の海溝寄りのどこかで発生する確率を算出した。また、1933年の地震の断層長が三陸沖北部から房総沖の海溝寄り全体の0.25倍程度を占めることから、特定の海域では同様の地震が1600～3000年に1回発生するものとして、ポアソン過程から発生確率を算出し
た。

評価の
信頼度注４

Ｃ

＃三陸沖北部から房総沖の海溝寄り全体での発生確率を示す。()は特定の海域の値。

次の地震の規模

M8.2前後注３

過去に発生した地震の M および Mt を参考にして判
断した。

13

Ｂ

表４－４
項目

次の三陸沖北部の固有地震以外の地震の発生確率等

将 来 の地 震 発
生確率等注２

備考

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

60%程度
80%程度
90%程度

1923年以降の過去約79年間に1968年十勝沖地震（固有地震）以外の M7.1以上の地震が7回あったため、平均発生間隔を11.3年とし、ポアソン過程から確率を算出した。

次の地震の規模

M7.1～ M7.6

過去に発生した地震の M を参考にして判断した。

表４－５
項目

将 来 の地 震 発
生確率等注１

備考
BPT分布モデルに平均発生間隔104.5年及び発生間隔のばらつきα=0.19（過去の海溝型地震の平均値）～
0.24（陸域の活断層に対する値(地震調査委員会,2001a)）を適用して算出した。

地震後経過率1.07

経過時間111.4年を発生間隔104.5年で除した値。

次の地震の規模

注３
M7.7前後注３(M8.0前後

表４－６

☆

)

過去に発生した地震の M を参考にして判断した。

評価の
信頼度注４
Ｂ

Ｂ

☆宮城県沖の地震と連動した場合の規模を示す。

将 来 の地 震 発
生確率等注２

M7.4前後注３
複数続発

表４－７
項目

Ａ

次の福島県沖のプレート間地震の発生確率等

今後10年以内の発生確率 2%程度以下
今後20年以内の発生確率 5%程度以下
今後30年以内の発生確率 7%程度以下
今後40年以内の発生確率 10%程度以下
今後50年以内の発生確率 10%程度以下
次の地震の規模

Ｂ

次の三陸沖南部海溝寄りのプレート間地震の発生確率等

今後10年以内の発生確率 30%～40%
今後20年以内の発生確率 60%～70%
今後30年以内の発生確率 80%～90%
今後40年以内の発生確率 90%程度
今後50年以内の発生確率 90%～98%

項目

評価の
信頼度注４

備考
過去400年間の間に、M7クラスの地震が続発したことが1回だけあったと判断し、同様の地震が400年以上の間隔を持って発生するものとして、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。

評価の
信頼度注４
Ｄ

Ｂ

次の茨城県沖のプレート間地震の発生確率等

将 来 の地 震 発
生確率等注１

備考

今後10年以内の発生確率 ほぼ0%～0.2%
今後20年以内の発生確率 50%程度
今後30年以内の発生確率 90%程度以上

BPT分布モデルに平均発生間隔21.2年及び発生間隔のばらつきα=0.16(過去の茨城県沖地震から求めた値）～0.24(陸域の活断層に対する値（地震調査委員会,2001a))を適用して算出した。

地震後経過率0.03

経過時間0.7年を発生間隔21.2年で除した値。

次の地震の規模

M6.7～ M7.2 過去に発生した地震の M を参考にして判断した。

14

評価の
信頼度注４
Ａ

Ａ

注１：評価時点は全て2009年1月1日現在。
注２：評価時点がどの時点でもポアソン過程を用いているため確率は変化しない。
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、規模及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

16

図２－１

三陸沖北部の想定震源域の位置

17

140˚

141˚

142˚

143˚

37˚

＊1
1938/05/23 M7.0

＊2
1935/07/19 M6.9

1896/01/09 M7.3

1924/08/15 M7.2
1965/09/18 M6.7
1943/04/11 M6.7

1982/07/23 M7.0
1961/01/16 M6.8

18

36˚

2008/05/08 M7.0
1923/06/02 M7.1(5:15)
1923/06/02 M7.1(2:24)

km
0
図２−２

50km
100

100

茨城県沖の一連の地震の想定震源域

1923 年 ~2008 年８月の地震（深さ 60km 以浅、M≧6.0）及び 1896 年の地震（M7.3）をプロットした。
1896年の地震は、宇津の世界被害地震の表、1923年1月〜7月は、気象庁地震予知情報課（2007）を使用。
1923年8月以降は気象庁震源カタログを使用。

赤のコンターは名古屋大学（2008）による 2008 年５月８日（M6.3、M7.0）の地震のすべり量分布（コンター間隔：0.2m）
緑のコンターは室谷他（2003）による 1982 年７月 23 日（M7.0）の地震のすべり量分布（コンター間隔：0.2ｍ）
黄のコンターは Mochizuki et al（2008）による.
1982 年７月 23 日の地震のすべり量分布（コンター間隔：0.1m、最も外側のコンターは 0.4m）
桃色破線は茨城県沖の一連の地震の想定震源域
最大すべり量の半値以上すべった領域を塗りつぶした。

＊1 1938年５月23日（M7.0）の地震は、他の地震に比べて、震源が北よりであること及びすべり量が大きいことから、茨城県沖の一連の地震には含めない。
＊2 1935年7月19日（M6.9）の地震は、他の地震に比べて、震源が北よりであるため茨城県沖の一連の地震には含めない。

説明
１

三陸沖から房総沖にかけての地震に関するこれまでの主な調査研究
三陸沖から房総沖にかけての地震の系列の同定にかかわる調査研究としては、869年の三陸沖の地震まで遡って確認されたものを含めて、阿部他(1990)、千釜他(1998)、羽鳥(1973、1975a,b、1976a,b、1998)、河野他(2000)、Kono et al.(2000)、菅原他(2001)、箕浦(1991)、阿部(1999)、地震調査委員会(1999、2000)、宇佐美(1996)、宇津(1982、1999)、渡辺(1998)、渡邊(2000、2001)等がある。
過去に発生した事例の震源断層モデルに係わる調査研究としては、三陸沖北部の地震については、
相田(1977)、Kanamori(1971a,b、1972)、Fukao and Furumoto(1975)、Aida(1978)、Iida and Hakuno(1984)、
Mori and Shimazaki(1983)、Kikuchi and Fukao(1985、1987)等がある。三陸沖海溝寄りの1896年及び1933年の地震については、Kanamori(1971a、1972)、相田(1977)、Kawasaki and Suzuki(1974)、
Ben-Menahem(1977)、藤井(1977)、Abe(1978)等がある。三陸沖南部海溝寄りについては、相田（1977）、
Aida(1978）、羽鳥(1987a)等がある。福島県沖については、Abe(1977)がある。茨城県沖については、
名古屋大学(2008)、室谷他(2003)、Mochizuki et al.(2008)等がある。東北地方の太平洋沖合全体のアスペリティの研究としては、Yamanaka and Kikuchi(2004)、三陸沖北部のアスペリティの研究としては、永井他(2001)がある。
津波の波源域および、歴史地震の研究として羽鳥(1975a,b、1976a,b、1987a,b)、石橋(1986)、都司(1994)、都司・上田(1995)、渡辺(1997)などがある。
東北日本付近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、測地
データを用いたEl-Fiky and Kato(1999)、並びにGPSデータを用いた伊藤他(1999)、Ito et al.(2000）、西村他(1999)及びNishimura 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等の研究としては、Umino
et al.(1995)、海野他(1995)、Kosuga et al.(1996)、Hino et al.(1996) 、Igarashi et al.(2001)、
宮城県沖付近の日本海溝周辺の海底下構造については、Miura et al.(2005)、Tsuru et al.(2002)、
伊藤他(2002)などがある。関東東方沖合のプレート境界の位置に関する研究としては、石田(1986)、
Ishida(1992)、野口・関口(2001)、Noguchi(2002)がある。

２ 三陸沖から房総沖にかけての地震の長期評価の説明
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、過去の震源断層モデルを参照し、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、三陸沖北部から房総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、微小地震の震央分布を参照し、過去の大地震の震央、波源域、震源断層モデルの分布、バックスリップモデルの研究成果を考慮して、図1のように行った。このうち、海溝沿いの領域については、この領域で過去に発生した1896年の明治三陸地震、1933年の三陸地震の震源断層モデル(Tanioka and Satake, 1996, Kanamori, 1971a, 1972等)の幅と傾斜角から、海溝軸から約70km程度西側のところまでとした。地震によっては、震源の位置よりも波源域や震源域の位置を重視して区分けした場合があり、必ずしも震源が該当する領域に入っていない場合もある(図5)。
プレート境界の形状については、バックスリップの解析に用いた伊藤他(1999)、Ito et al.（2000）、西村他(1999)、Nishimura et al.(2000)による等深線を元に、Umino et al.(1995)、海野他(1995)、
Kosuga et al.(1996)等を参照し、宮城県沖付近については、Miura et al.(2005)の海底下構造調査の解析結果、茨城県沖から南側については、Ishida(1992)、Noguchi(2002)を参照し、気象庁震源の断面図(図4-1,2)も参考にして、図3のように作成した。
（１） 三陸沖北部のプレート間大地震
今回の評価では、1968年の十勝沖地震を、三陸沖北部におけるプレート間大地震の典型的な例と考えた。したがって、当該領域の大地震が発生する領域は、羽鳥(1975b)の波源域及びKanamori(1971b)、
Fukao and Furumoto(1975)等を参考にし、永井他(2001)によるアスペリティの研究成果をもとに、1968
年の地震のアスペリティおよび破壊開始点が含まれるような領域(図2-1)と考えた。過去の震源モデルの成果から、震源断層の長さは約200km、幅は約100kmと考え、北西方向に傾き下がるほぼ長方形の震源域と想定した。
（南端）
1968年の地震の余震分布(図8)、過去の震源断層モデル(図2-1,6,7)から、宮古の沖合付近（北緯1939.8°付近）とした。また、この際、1896年の明治三陸津波の震源断層モデルの位置(Tanioka andSatake,1996,図7)とは重ならない位置とした。
（東端・西端）1968年の地震の本震の震源は、過去に得られているいくつかの震源断層モデルの東端付近に位置している(図2-1,6,7)。1968年の本震の震源の位置を考慮し、そこを含むように東側の端を決めた。
微小地震の分布等から、プレート境界の深さ約60km付近が東経142°付近に当たり、過去の震源断層モデルの西端が、ほぼこの位置に一致していることから、断層面の西端は、太平洋プレート上面の深さが約60kmのところと判断した。これは、プレート境界付近の陸側のプレートの厚さが60km程度であり、60kmより深いところ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こと(例えば、瀬野,1995)と整合している。
（北端）
1968年の地震の余震分布(図8)、過去の震源断層モデルの北端の位置(図2-1,6,7)から、北緯
41.7°付近とした。
（２）三陸沖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）
過去に知られている1611年の地震および1896年の地震は、津波数値計算等から得られた震源断層モデルから、海溝軸付近に位置することが判っている（相田,1977 、Tanioka and Satake,1996 ,図7）。
これらからおよその震源断層の長さは約200km、幅は約50kmとし、南北に伸びる海溝に沿って位置すると考えた。しかし、過去の同様の地震の発生例は少なく、このタイプの地震が特定の三陸沖にのみ発生する固有地震であるとは断定できない。そこで、同じ構造をもつプレート境界の海溝付近に、同様に発生する可能性があるとし、場所は特定できないとした(図1)。
（３）三陸沖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）
三陸沖から房総沖にかけて過去にプレート内で発生した大地震は、1933年に発生した地震が知られている。瀬野(1995)によれば、このタイプの地震は、沈み込もうとしているプレートが曲げを受ける
部分で起きる浅い正断層型の地震と考えられるとしている。このような地震はアリューシャン列島の沈み込み帯付近から、千島海溝・日本海溝に続く海溝の外側で発生している例がある(瀬野,1995)。
このタイプの地震についても、三陸沖北部から房総沖の海溝付近のうちで発生する場所は特定できないとした。およその震源断層の長さ、幅は、過去における最大のものを想定し、それぞれ、約200km、
約 100km と 考 え 、 南 北 に 伸 び る 海 溝 に 沿 っ て 位 置 す る と 考 え た 。 傾 斜 角 を 約 45 ° 程 度(Kanamori,1971a,1972等)とすると、水平投影面における東西方向の幅は約70km程度となる。
（４）（１）～（３）以外の地震

三陸沖北部
三陸沖北部については、1968年の震源域の南部と1994年の三陸はるか沖地震は、最近の研究から、同じアスペリティが破壊する固有地震としてみることができる可能性があることが示されている（永井他,2001）。しかし、ここではそれ以前のM7クラスの地震については、必ずしも、全てについて震源域が明確ではないことから、本報告では固有地震としては扱わないこととする。
三陸沖中部
三陸沖中部については、過去に死傷者をもたらした地震は知られていない。
三陸沖南部海溝寄り
三陸沖南部海溝寄りについては、1793年に宮城県沖と連動したものと1897年8月に海溝寄りで単独に発生した地震をこの領域における固有地震として取り扱った。三陸沖南部海溝寄りの領域の範囲は、
これら二つの地震によって生じた津波の波源域(羽鳥,1987a)、並びに震源断層モデル(相田,1977)、
バックスリップの研究成果(Ito et al.,2000、 Nishimura et al.,2000、 El-Fiky and Kato,1999, 図23-1,2)を参考にして決めた。
福島県沖
福島県沖については、1938年にM7.4程度の地震が続発した例があるが、この他には知られておらず、
固有地震とするだけのデータは無い。そこで、福島県沖の領域内のいずれの場所でも同様の地震が発20

生する可能性があると考えた。
茨城県沖
茨城県沖については、地震観測データにより現在とほぼ同様の手法で震源決定されている1923年
以降では、1923年、1924年、1935年、1938年、1943年、1961年、1965年、1982年、2008年にM6.7～M7.2のプレート間地震が発生している(図2-2)。
2008年の地震については、本震および本震の約40分前に発生した前震について地震波による解析が行われ、前震で東側の領域、本震で西側の領域で破壊が生じたことが示された(名古屋大学, 2008)。
このことから、この領域には少なくとも２つのアスペリティがあると推定される。また、西側の方が面積・すべり量とも大きいため、この領域の主要なアスペリティであると考えられる。
1982年の地震については、室谷他(2003)やMochizuki et al.(2008)の解析によるすべり量の大きかった領域が、2008年の前震及び本震によるすべり量の大きかった領域と概ね対応することから、1982年の地震では２つのアスペリティが同時に破壊されたと推定される。なお、1982年の地震の震
央位置は東側のアスペリティに含まれる。
1961年及び1965年の地震については、震央位置がそれぞれ東側、西側のアスペリティと対応し、２つあるアスペリティがそれぞれ単独で破壊されたと推定されることから、合わせて一つの活動と見なした。特に1965年の地震は西側の主要なアスペリティを破壊したと考えられること、及び地震波形の類似性(Appendix 2)から、地震発生間隔等の算出には1965年の値を用いた。
以上のことから、この領域では複数のアスペリティが、同時あるいはある程度の時間間隔をもって、時空間的にまとまって繰り返し破壊されていると考えた。
それ以前の地震についても震央位置等の検討により、1943年の地震は、上記の地震とほぼ同じ位
置に震央があること(Appendix 1)、震度分布等の類似性から(Appendix 3)一連の地震と見なした。
1923から1924年にかけてはM6～M７程度の地震が頻発したが、他の一連の地震とほぼ同じ位置に震央があることから、まとめて一つの活動と見なした。なお、地震発生間隔等の算出には、西側の主要なアスペリティに最も震央位置が近いと計算されている1923年６月２日５時15分の地震を用いた。
なお、地震発生間隔等の算出には含めなかったが、1896年にはM7.3の地震が発生している。震央の位置及び地震規模の精度は現在よりも劣るものの、震源域は茨城県沖であること及び地震の発生間隔の上でも矛盾がないことから一連の地震と推定される。
また、1935年及び1938年の地震は、一連の地震に比べて、震央が北側にあること、特に1938年の地震は1982年や2008年の地震と比較してすべり量が大きいことから、一連の地震とは別の地震とした(表5-3)。
以上のことから、茨城県沖で発生する一連の地震の想定震源域は、図2-2に示す領域と考えた。想定震源域は、精度の良い解析結果が得られている1982年及び2008年の地震のすべり量分布や震源位置等を参考にして判断した。
房総沖
房総沖については、1677年11月の地震は、海溝寄りのプレート間大地震(津波地震)として扱う。それ以外の地震については、1909年、1953年のものが知られている。これらの地震は、プレート内部で発生した正断層型の地震である可能性が高いが、いずれも大きな被害がなかったことから、評価の対象とはしないこととした。
以上の判断から、三陸沖中部以外の領域は、図1に示すそれぞれの領域内では、いずれの場所でも地震が発生する可能性があると考えた。なお、三陸沖中部については、過去に大きな地震が発生した記録がないため、ここでは、確率等の評価をしないこととした。また、いずれの領域においても発生する地震の震源域はプレート境界付近であると考えた。
２－２ 地震活動
２－２－１ 過去の地震について
三陸沖～房総沖の日本海溝沿いに発生した大地震の過去の研究では、869年の三陸沖の地震まで確認された研究成果があるが、16世紀以前については、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、17世紀以降について整理した。
（１）

三陸沖北部のプレート間大地震

21この領域におけるプレート間大地震の系列の同定に当っては、宇佐美(1996)、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。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(表2)。
三陸沖北部においては、プレート間大地震の可能性がある地震として、17世紀以降、４回の地震が知られている。これらの地震について、過去の調査研究結果を踏まえ、津波及び震度分布の状況から
固有地震と同定することとした(表5-1,2)。また、これらの大地震の間に発生した、一回り規模が小
さいが、被害を伴った地震を含むM7.1～M7.6の地震については（４）で扱う。
1968年5月16日の地震
1968年5月16日に地震があった。この地震では、かなりの津波が生じ、太平洋沿岸の各地を襲った。波の一番高かったのは、八戸の北、野田、宮古湾等で、平均潮位上5mに達したが、ちょうど干潮時であったため津波の被害はそれほどでもなかった(宇佐美,1996)。最大6mぐらいの高さに達したところもあった(地震調査委員会,1999)。震度５弱相当以上となったのは、北海道南西部から青森県東部、岩手県の北部であった。被害は、北海道・青森県・岩手県が大部分で南は埼玉県にまで及ぶ(渡辺,1998)。有感範囲は、静岡県東部まで及ぶ。全体としての死者は52名で、そのうち青森県での死者は47名であった。被害の主な原因は崖崩れ、地すべり、家屋の倒潰などであり、地盤の軟らかいところで被害が大きかった。本報告では、この地震を三陸沖北部におけるプレート間大地
震の固有地震の典型と考えた。図9参照。
1856年8月23日の地震
1856年8月23日に地震があった。震害は少なかったが、八戸城内で破損等の記録あり。震度５弱
相当以上となったのは、北海道南部(襟裳岬付近)、青森県東部から岩手県までであった。有感範囲
は中山道に及び、江戸では柔らかいけれど長くゆれたとされている。地震後、津波が三陸及び北海道の南岸を襲った。津波の高さの最大は函館で3.6～3.9mなど。南部藩では溺死者26名などの被害、八戸藩などでも死者5名などの報告あり(宇佐美,1996)。宇佐美(1996)はこの地震の津波の様子は
1968年の十勝沖地震によく似ていると述べている。震度分布と津波の波源域は1968年十勝沖地震と酷似(渡辺,1998)している。津波の高さは、岩手県の野田で約6m、大槌で約5mとなっており、岩手県の沿岸で高かった(羽鳥,1973)。図10参照。
1763年1月29日の地震
1763年1月29日に地震があった。陸奥八戸、前年の11月初めより地震を発し、この日大地震となる。震度５弱相当以上となったのは、青森県東部から岩手県北部にかけてであった。江戸でも有感であった。八戸でところどころ破損、小船沖に引かれ破船、平館で家潰3、死者3などの被害が報告されている。函館では揺れを強く感じ津波があった(宇佐美,1996)。津波の高さは、八戸と久慈で4～5mと考えられる(羽鳥,1975b)。図11参照。
1677年4月13日の地震
1677年4月13日に地震があった。八戸に震害があったが、青森・仙台被害なし。地震後１時間で津波があり、大槌・宮古・鍬ヶ崎等で被害を生じている(宇佐美,1996)。八戸の史料から本震の震度は５と見られる。江戸でも有感となった。大田名部で船多数流失など津波被害あり(渡辺,1998)。
津波の高さは、最大で岩手県赤前の約6m(羽鳥,1975b)。図12参照。
（２） 三陸沖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）
この領域で、M8クラスの津波地震は、17世紀以降では、三陸沖で1611年、1896年の２例、房総沖で、1677年11月の１例が知られているのみである。
1896年6月15日の地震
1896年6月15日に地震があった。震害はなく、地震後約35分で津波が三陸沿岸に来襲した。津波
来襲直前に鳴響のあったところが多く、第２波が最大だった。波高が最も高かったのは岩手県綾里村(38.2m)で、被害の大きかった山田町では、戸数800のうち100戸ばかりが残り死者1,000名を算した。津波は襟裳岬で高さ約4ｍ、室蘭・函館で溢水があり、父島で波の高さ約１ｍ、ハワイでは全振幅は2.5～9ｍで多少の被害があった。この地震は地震の規模に比べて津波が大きく、かつ海水の干退が比較的小さかったのが特徴である(宇佐美,1996)。津波の波源域を震源断層モデルから推定
すると、日本海溝沿いに長さ200～220km、幅50～70kmとなる。検潮記録による津波の最大全振幅は鮎川215cm、花咲94cm、銚子76cmである(渡辺,1998)。図13、15参照。
1677年11月4日の地震

221677年11月4日に地震があった。磐城から房総にかけて津波襲来。小名浜・中作・薄磯・四倉などで家流倒約550(あるいは487)軒、死・不明130名余(あるいは189)。水戸領内でも溺死246名余な
どの被害あり。八丈島や尾張も津波に襲われたという。確かな地震記事は房総と江戸に限られる。
陸に近いＭ６クラスの地震という説もある(宇佐美,1996)。銚子、一宮および江戸で弱い揺れ（ｅ：
震度２～３）があった程度。平藩の原史料には地震のことはまったく書かれていない。被害記事に「潰家」や「倒家」とあるが、これらは津波によるものである。したがって、明らかに津波地震である(渡辺,1998)。津波の高さは、外房沿岸で4～8mに達したと考えられ、津波の最も激しかった地域のようである(羽鳥,1975a)。図22参照。
1611年12月2日の地震
1611年12月2日に地震があった。三陸地方で強震。震害は軽く、津波による被害が大きかった。
伊達政宗領内で死者1,783名、南部・津軽で人馬死3,000余であった。北海道東部にも津波が押し寄せ溺死者が多かった。津波の波源は昭和８年の三陸地震の波源とほぼ一致する(宇佐美,1996)。山田・大槌でｅ(震度２～３)、無感の所もあり、地震動は非常に小さい(渡辺,1998)。津波の高さは、
岩手県田老や小谷鳥で15～20mに達している(羽鳥,1975b)。図16参照。
（３） 三陸沖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）
1933年3月3日の地震
1933年3月3日に地震があった。地震による被害は少なく、三陸地方で壁の亀裂、崖崩れ、石垣・堤防の決壊があった程度。震後約30分～１時間の間に津波が北海道・三陸の沿岸を襲い大きな被害が出た。特に、岩手県田老町田老では人口1,798人のうち、死者は763名、負傷者は118名であった。
また、戸数362のところ、358軒が流出し全滅といってよいほどの被害を受けるなど三陸沿岸各地で大きな被害となった。津波の波源はかなりの広がりをもち、長軸の長さ500km、短軸の長さ145kmに及ぶ大きなものであった(宇佐美,1996)。各地の津波の高さは、岩手県沿岸では10ｍ以上にも及び、とくに綾里湾で28.7ｍにも達した。津波を起こした地震のメカニズムは、日本海溝沿いの正断層で、太平洋プレートの折れ曲がり地点で発生した巨大地震として特異なものであった(渡辺,1998)。図13、14参照。
房総沖の海溝三重点付近の地震
房総沖の海溝三重点付近では、太平洋プレートの走向や傾斜角が変化するため、特異な地震活動
が 見 ら れ る 。 1953 年 11 月 26 日 に 発 生 し た 房 総 沖 の 地 震 (M7.4) は 、 瀬 野 他 (1986) 、 Seno and
Takano(1989)によるとメカニズムから，断層運動は北西ないし西北西走向で鉛直に近い節面で南西側ブロックが北東側ブロックに対して滑り落ちる正断層型の地震であったとされ、津波を伴った。
この地震による被害は、宇佐美(1996)によると、館山･富崎で墓石の転倒、伊豆諸島で道路の破損等とされており、津波は銚子付近で最大２～３ｍ観測されたものの津波による被害はなかった。また、1909年3月13日の地震(M7.5)は震度分布から見て1953年とほぼ同規模の大地震であり、震源域の位置はやや陸寄りとみられ、やはり微弱な津波を伴っている(宇津,1999)ことから1953年と同様なタイプの地震であった可能性が高い。この地震による被害は、宇佐美(1996)によると、横浜で煙突の倒潰・煉瓦壁の崩壊・瓦の墜落などで、負傷３名であった。このタイプの地震は、東北日本弧
側と伊豆・小笠原弧側から沈み込む太平洋プレートの走向・傾きが異なり、伊豆・小笠原弧側が東
北日本弧側より高角に沈み込むためプレートが変形して発生すると考えられている(Seno and
Takano,1989)。いずれの地震の被害も大きなものではなかったので、確率等の評価のための対象地
震としては扱わなかった。
（４）（１）～（３）以外の地震
三陸沖北部
この領域で、気象庁の地震カタログが整備されている1923年からの約79年間に発生した地震のうち、死傷者が発生している1945年の地震を含むM7.1以上の地震は（１）で固有地震とした1968年の十勝沖地震を除き、1931年(M7.2)、1935年(M7.1)、1943年(M7.1)、1945年(M7.1)、1960年(M7.2)、
1989年(M7.1)、1994年(M7.6)の７回発生している。これらは、すべてについて必ずしも震源域の位置が特定できているわけではなく、同じ場所であると判断するだけの資料が無いため、ここでは固有地震としては扱わなかった。
三陸沖中部
この領域で過去に発生したM7クラス以上の被害地震は知られていない。

23

宮城県沖
宮城県沖については、地震調査委員会(2000)で評価済みである。
三陸沖南部海溝寄り「宮城県沖地震の長期評価」(地震調査委員会,2000)において、この領域は、宮城県沖地震が発生する場合に連動する可能性が指摘されている領域である。この領域で知られている地震は18世紀以降、1793年と1897年8月の地震である。地震調査委員会(2000)によれば、1793年の地震は、宮城県沖の地震と連動したM8.2の地震であり、1897年8月については、海溝寄りのみが単独でM7.7の地震として発生したとされた。この２例から105年程度の間隔で繰り返し発生している可能性があると考え、これらの地震を固有地震として扱うこととした。図17,18,19参照。
福島県沖
福島県沖については、1938年11月5日にM7.5の地震が発生した。その後、大きな余震が相次いで発生し、M6.9以上のものは、5日19時50分にM7.3、6日17時53分にM7.4、7日06時38分にM6.9、30日
11時29分にM6.9である。福島県で死者1名、負傷者9名の被害があり、浪江・福島・請戸等、県内東部の各地で、小被害を伴った。茨城・宮城両県でも微小被害(宇佐美,1996)。大規模な群発地震で、11月中の有感地震は300回、12月は23回に達し、11月30日までに津波を伴った地震は７回を数えた(渡辺,1998)。図20,21参照。
茨城県沖
茨城県沖については、近代観測が始まった1885年以降で見ると、M6.7以上の地震が、1896年、1923
年、1924年、1935年、1938年、1943年、1961年、1965年、1982年、2008年に発生している。このう
ち、最も規模が大きかったのは1896年のM7.3であり、家屋の小破及び弱い津波などが報告されている(宇佐美,2003)。
房総沖
房総沖については、上に述べた1677年11月、1909年、1953年の地震のほかに、1885年以降では、
1916年にM7.0の地震が発生しているが、この地震による被害は宇佐美(1996)によると、御蔵島で道路破壊、横浜で練習用灯台の水銀がこぼれるなど軽微であった。したがって、この地震は評価の対象とはしないこととした。また、房総沖では、フィリピン海プレートの沈み込みに伴う地震活動が見られる。1987年には、千葉県東方沖で死者２名を出すM6.7の地震が発生したが、この地震はフィ
リピン海プレート内部の地震と考えられている。フィリピン海プレートの沈み込みに伴う地震については、「相模トラフ沿いの地震活動の長期評価について」(地震調査委員会,2004)で別途評価した。
２－２－２ 地殻変動の現状
三陸沖北部から房総沖にかけては、東側から、太平洋プレートが陸側のプレートの下に沈み込んでおり、房総沖付近については、南側から、フィリピン海プレートが陸側のプレートの下に沈み込んでいる場所である。
これらのプレート運動に伴う、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24-1,2)で示す。これによると、東北地方から房総半島付近では西向きへの移動が卓越し、1997年から５年間程度の期間は引き続き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。
２－２－３ 地震活動の現状
三陸沖から房総沖にかけての各領域について、1923年以降の地震活動の現状を図25-1から図25－3に示す。
三陸沖北部における地震活動については、1968年十勝沖地震のあと1994年に三陸はるか沖地震が発生したが、現在は、地震はほぼ一定の割合で発生しており、定常的な地震活動になっていると考えられる。
三陸沖中部については、地震発生数が少なく、他の領域に比べ地震活動が低調であることがわ
かる。
宮城県沖・三陸沖南部海溝寄りでは、1978年の宮城県沖地震の余震活動はすでに定常状態にな24

っている。なお、宮城県沖地震の想定震源域内で2005年８月にM7.2の地震が発生したが、地震の規模が小さいことと、余震分布や地震波から推定される破壊領域が想定震源域全体に及んでいないことから、この地震は「宮城県沖地震の長期評価」(地震調査委員会,2000)で想定した宮城県沖地震ではないと考えられる。
福島県沖では、1938年の活動が顕著であるが、それ以外では、1987年にM6.7、1996年にM6.8の地震が発生した。
茨城県沖では、約20年程度の周期で地震活動が活発な時期があり、最近では2008年にM7.0の地震が発生した。
房総沖では、最近は大きな地震は無い。
２－２－４ プレート運動との整合性
過去の研究では、日本海溝付近の平均的なカップリング率は20％から30％とされている(Paterson and Seno,1984)。比較的研究がなされている三陸沖北部から宮城県沖の領域については以下のことが言える。
三陸沖北部において、1968年の十勝沖地震は、プレート境界面で平均4.0m(Aida,1978)～4.1m(Kanamori,1971b)のずれがあったと推定されている。この平均的なずれ量は、平均発生間隔を97年と考えると、年間約8cmというプレートの相対運動速度(Seno et al.,1996)から期待されるずれの累積値の約50％程度である。一方、Yamanaka and Kikuchi(2004)や永井他(2001)は、アス
ペリティ分布の解析から、1968年の地震(M7.9)と1994年の地震(M7.6)の共通アスペリティについては、カップリング率はほぼ100％であると結論付けている。三陸沖北部におけるこれらのカップ
リング率の高い値は、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。
三陸沖中部については、Yamanaka and Kikuchi(2004)によれば、蓄積されている地震モーメン
トを地震としてはほとんど解放しておらず、川崎他(1998)によれば、1989年、1992年、1994年の三陸沖の地震の後に非地震性すべりが起こったとされている。このことから、カップリング率は低いと考えられる。このことと、三陸沖中部では大地震が発生していないことは整合する。
三陸沖南部海溝寄りにおいて、1897年のM7.7の地震による平均的なずれの量は、標準的な地震の断層パラメータの関係式(宇津,2001)から約5.6mと推定される。このずれの量は、年間8cmというプレートの相対運動速度と前回の1793年の地震から104年程度経過していることから期待されるずれの累積値(8.3m)と比較すると、有意に小さい。このことは、この地域のカップリング率が100％より小さいこと(例えば，川崎他，1998)を考慮するとプレートの相対運動と矛盾しない。
El-Fiky and Kato(1999)は、水準測量、検潮、三角測量の記録を用いて、東北地方の沈み込み帯でのバックスリップ量を求めた(図23-2)。これによると、三陸沖北部と宮城県沖で、強いカッ
プリング状態であり、三陸沖中部付近はカップリングが弱いことを示している。これは、上記のことと整合する。
池田(1995)、池田他(2002)は、東北・北海道の太平洋岸は測地学的時間スケールでの地殻の歪速度が､地質学的時間スケールの歪速度より一桁大きいことを示し､この歪を解消するためには日
本海溝沿いで今まで知られている規模以上の巨大地震が発生した可能性があることを指摘している。しかし､このような地震については、三陸沖から房総沖において過去に実際に発生していたかどうかを含め未解明の部分が多いため､本報告では評価対象としないこととした。
２－２－５ 次の地震について（１） 三陸沖北部のプレート間大地震想定される地震の規模については、1968年の地震のマグニチュードがM7.9で過去４回の地震の最大であり、津波の規模から得られている津波マグニチュードがMt8.2であることから、マグニチュード
は8.0前後になると判断した。
当該領域において、過去に津波被害を伴った1600年以降の1677年4月、1763年、1856年、1968年の４回の地震について、平均発生間隔を算術平均で求め、97.0年とした。この４回の地震から、BPT分
布モデルをあてはめ、ばらつきαを求めると0.11となる。しかし、データが少ない場合にはαは小さく求められる傾向がある(Ogata,1999)ことから、陸域の活断層のデータから得られたαの値(地震調査委員会,2001a)も考慮しαの値は0.11～0.24とした。これらの値から発生確率を計算すると、今後30年以内で、0.2～10％、50年以内で30～40％と推定される(表4-1)。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26に示す。

25

（２） 三陸沖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）
プレート間のM8クラスの大地震は、三陸沖で1611年、1896年、房総沖で1677年11月に知られている。
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いいがたいため、固有地震としては扱わないこととし、同様の地震が、三陸沖北部海溝寄りから房総沖海溝寄り(図1)にかけてどこでも発生する可能性があると考えた。房総沖の1677年11月の地震については、石橋(1986)は、地震の規模をM6～6.5と推定しており、もう少し陸寄りに発生した地震である可能性を指摘している。しかし、阿部(1999)
から、津波地震であることは確実と思われるので、1611年、1896年の地震と同じような地震であるとして扱うこととする。このような大地震の発生頻度は、過去400年間に３回発生していることから、この領域全体では133年に１回の割合で発生すると推定される。ポアソン過程を適用すると、この領域全体では今後30年以内の発生確率は20％程度、今後50年以内の発生確率は30％程度と推定される。
また、三陸沖北部から房総沖の海溝寄りの特定の領域での発生頻度は、断層長(約200km)と海溝寄りの領域全体の長さ(約800km)の比を133年に乗じ、530年に１回程度の発生頻度であると推定した。ポア
ソン過程を適用すると、特定の領域では今後30年以内の発生確率は6％程度、今後50年以内の発生確率は9％程度と推定される(表4-2)。
（３） 三陸沖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）
プレート内の正断層型の大地震は、過去400年に1933年の三陸地震が知られているのみである。他に例がないことから、このタイプの地震についても固有地震としては扱わないこととする。
三陸北部から房総沖の海溝寄りの領域全体において、このような地震の事例は過去400年間にこの１回だけであることから、発生間隔は最低でも400年以上であるとした。
また、三陸沖の海溝外縁の正断層による地震の発生頻度の推定として、Wesnousky(1982)、島崎(1986)
に従い、以下のように考えることもできる。
世界の沈み込み帯で発生する正断層型地震の総モーメントから、このタイプの地震が、どのくらいの頻度で発生しているかを推定することができる。1933年の地震モーメントは4.3×1028dyne・cm(Kanamori,1971a)と得られている。20世紀に全世界の海溝沿いに起きたプレート内の正断層地震の
地震モーメントの総和を求め、平均モーメント放出率を2.7×1027dyne・cm／年と計算した。全世界の海溝の長さの総計が約40,000kmであるのに対して、三陸地震の断層の長さが約200kmとされる。世界中のどの海溝においても、1933年三陸地震タイプの地震が発生する確率が等しいと単純に仮定すれば、このタイプの地震のモーメント放出率は、200kmと40,000kmの比から(200/40000)を2.7×1027 dyne・cm／年に乗じ、1.35×1025dyne･cm／年となる。この放出率の比をとると、(4.3×1028)／(1.35×1025)で3185年となる。これらのことから、断層長約200kmになる特定の場所についての発生間隔は、3000年程
度と見ることができる。三陸沖北部から房総沖の海溝寄りの全体の領域では、断層長約200kmと全体の長さ約800kmの比から、750年程度と計算される。
岩渕(2002)は、三陸沖海溝外縁の断層地形から次のような推定をしている｡
三陸沖海溝外縁で断層地形が認められるのは海溝軸から約100km付近までであり、プレートの移動速
度を年間約10cmとすると、断層が動き始めたのはおよそ100万年前となる｡一方、実際の海底地形断面の一つから断層崖の西落ちの比高の総和を求めると2850mとなるが、この比高の総和から海底の伸長による陥没の影響(東落ちの断層崖の比高の総和が陥没量に等しいと仮定)を差し引いて、正断層の地震によると考えられる断層崖の比高の総和を求めると、約2100mとなる。1933年の地震の震源断層モデル
はいくつか求められているが(佐藤,1989)、それらのモデルによる鉛直変位量は1.7m～5.2mと求まっており、その中央値をとると約3.5mとなる。したがって、正断層の地震による断層崖が1933年タイプの地震のみによって形成されたと仮定すれば、その発生回数は600回程度(2100m/3.5m)となる。これらの地震が100万年の間に発生したので、特定の場所についての発生頻度は1700年程度に1回(100万年/600回)と推定される｡三陸北部～房総沖の海溝寄り全体における発生頻度は、断層長約200kmと全体の長さ
約800kmの比を考慮して、約430年程度に1回と推定される｡
以上をまとめると、三陸沖北部～房総沖の海溝寄り全体では、1933年の地震と同様な地震は400～750
年に1回程度の頻度で発生していると考えられる。ポアソン過程を適用すると、この領域全体では、長期的な発生確率は今後30年以内の発生確率は4～7％、今後50年以内の発生確率は6～10％と推定される。
また、この領域のある特定の約200kmの長さを持つ領域では、1600～3000年に1回程度の頻度で発生していると考えられる。ポアソン過程を適用すると、特定の約200kmの長さを持つ領域では、長期的な発生確率は、今後30年以内の発生確率は1～2％、今後50年以内の発生確率は2～3％と推定される(表
4-3)。

26

（４） （１）～（３）以外の地震（１）～（３）以外の次の地震については、以下のように評価した。
三陸沖北部
三陸沖北部については、固有地震とした1968年十勝沖地震を除いて、M7.1以上の地震が、1923年
からの約79年間に７回発生している。現在までの調査研究では、これらの地震は、震源域が同じ場
所で繰り返し発生しているかどうかははっきりしているわけではない。これらのことをもとに推定すると、将来の地震もM7.1～M7.6の地震が、約11.3年に１回の割合で時間的にも空間的にもこの領域内でランダムに発生すると考えた。したがって、ポアソン過程を適用して計算することにより今後10年以内、20年以内、30年以内の発生確率はそれぞれ60％程度、80％程度、90％程度と推定される(表4-4)。
三陸沖中部
この領域については、長期確率の評価は行わない。
三陸沖南部海溝寄り
三陸沖南部海溝寄りについては、1897年の海溝寄りで単独に発生した地震のタイプが次の地震であると考えると、マグニチュードは7.7程度と推定される。宮城県沖の地震と連動した場合はマグニチュードは8.0前後と推定され、震源域はさらに陸寄りに拡がると考えられる(地震調査委員会,2000)。過去に発生した1793年及び1897年の地震をもとに発生間隔を105年程度(104.5年)と推定
し、地震後経過時間が111.4年であることからBPT分布をあてはめ発生確率を計算した。この場合、事例が２例だけであり、ばらつきαを決定するだけのデータが無いため、ここでは海溝型の過去の事例の平均値0.187(0.202(南海地震)、0.182(東南海地震)、0.177(宮城県沖地震)(地震調査委員
会 ,2001a,b) の 算 術 平 均 値 ) お よ 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,2001a)を採用し、αを0.19～0.24とした。その結果、長期的な発生確率は今後30年以内で80～90％、今後50年以内で90～98％と推定される(表4-5)。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27に示す。
福島県沖
福島県沖については、過去400年間で1回のみ1938年の地震活動のようにほぼ同時期に複数のM7.4程度の地震が続発した事が知られている。このことから、この領域ではこのような地震の発生間隔
は400年以上と考えられる。したがって、長期的な発生確率はポアソン過程を適用することにより、今後10年以内、30年以内、50年以内でそれぞれ2％程度以下、７％程度以下、10％程度以下と推定される(表4-6)。
茨城県沖
茨城県沖については、1923年、1943年、1965年、1982年、2008年の５回の地震について、平均発生間隔を算術平均で求め、21.2年とした。この５回の地震から、BPT分布モデルをあてはめ、ばらつきαを求めると0.16となる。しかし、データが少ない場合にはαは小さく求められる傾向がある(Ogata, 1999)ことから、陸域の活断層のデータから得られたαの値(地震調査委員会,2001a)も考
慮しαの値は0.16～0.24とした。これらの値を適用して評価を行うと、今後10年以内、20年以内、30年以内の発生確率はそれぞれほぼ0%～0.2%、50％程度、90％程度以上と推定される(表4-7)。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28に示す。
房総沖
房総沖のフィリピン海プレートの沈み込みに伴う地震については、「相模トラフ沿いの地震活動の長期評価について」(地震調査委員会,2004)で評価した。

27

（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地震が１回発生しており、地震学的知見から地震の繰り返しを想定できる。それ以前にも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地震を想定できる（地震空白域）。発生領域内における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。
領域内で発生した地震は知られていないが、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。

28

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。

29

表５－１
西暦年月日
（*2)

三陸沖北部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
これまでの研究成果（*1）
地震調査委員会(1999)

1677/4/13
1763/1/29

7.4

1763/3/11
1763/3/15

7 1/4
71856/8/23

7.5

1896/6/15

8 1/2

1896/6/16
1896/6/16

7.5
7.5

1901/8/9

7.2

1901/8/10

渡辺(1998)

阿部(1999)
Mt，Hm(m)

宇津(1999)（*3）

7 1/4～1/2(7 3/4～8)(*5)

7 3/4～8

7.7, 3.5◎（7.9)

7.6

7.9, 4.5◎（7.4)

◎

7.4

(7.3)
(7.0)

×（余震）
×（余震）

7 1/4
7.0

◎

7.5

7.4
(7.9)(*5)
7 1/4
7.0
7.5
(7.8～8.0)(*5)
6.8(8.5)(*6)

7.2
7.4

1931/3/9

7.6

7.6

1933/3/3

8.1

8.1

1935/10/18
1943/6/13
1945/2/10

7.1
7.1

1960/3/21

7.1
7.2

1968/5/16

7.9

7.9

1968/5/16

7.5

7.5

1968/6/12

7.2

7.2

1989/11/2
1994/12/28

7.1
7.5

地震規模
M（主に宇佐美,1996による）

本報告

宇佐美(1996)

7.5

7 1/4

7.8～8.0

7.6, 3.0◎（7.5）

6.8（Ｍｔ＝8.3）

8.2, 16.0

(8.2)

7.2
(Ｍｔ＝7.9）
7.4(Ｍｔ＝7.8)
7.6（Ｍｔ＝7.2）
8.1（Ｍｔ＝8.2）
7.1（Ｍｔ＝7.3）
7.1（Ｍｔ＝7.5）
7.0（Ｍｔ＝7.1）
7.2（Ｍｔ＝7.5）
7.9（Ｍｔ＝8.1）
7.5（Ｍｔ＝7.7）
7.2（Ｍｔ＝7.4）
7.1（Ｍｔ＝7.6）
7.5（Ｍｔ＝7.8）

北領域

南領域

◎

(7.2)
○(7.4)

北領域

南領域

7 1/4～1/2

810ｃｍ(*8)？

8.5（*2）

×（余震）
×（余震）

7.5（*2）7.5（*2）×（規模小）

7.2○（*7）○(7.6)○

7.6
8.1（領域は南領域のさらに南側）

6.9(*13)○7.1

7.3(*13)

○

7.1

(8.1)

(7.1)

×（規模小）

7.5(*13)

7.2

○

7.2

8.2, 4.5◎(7.9)

◎

7.9

7.1

△(7.5)（*4） ×（余震）7.1○(7.5)

1250ｃｍ（*8）

7.4×（領域外）

8.3, 8.0

すべり量

74ｃｍ（*8）
65ｃｍ(*12)330ｃｍ(*10)
660ｃｍ(*8)

37ｃｍ(*12)

410ｃｍ(*11）
400ｃｍ(*9)

7.5×（領域外・余震）

7.2（領域は南領域のさらに南側）

○

7.1
○

7.5

1995/1/7
7.1
7.2
(7.2)
×（余震）
7.1（*2）※表中の「北領域」は北緯40.5～41.5度に対応。「南領域」は北緯40～40.5度に対応（凡例）
・「文献における判断」の欄における記号◎○：青森県東方沖（三陸沖北部の）地震と同定したか、同所に発生した大地震と判断したイベント。
◎は約100年周期の大地震、○は40年周期のM7.5クラス地震（宇津（1999））△ ：青森県東方沖（三陸沖北部の）地震と同定される可能性のあるイベント
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（案）」の欄の記号◎○：三陸沖北部のプレート間地震と同定したイベント（◎は約100年周期の大地震、○はひとまわり小さい被害地震）？ ：三陸沖北部のプレート間地震と同定される可能性のあるイベント
× ：三陸沖北部のプレート間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)各欄に記載されている数字はマグニチュード。渡辺(1998）のＭｔは津波マグニチュード。
(*2)地震調査委員会(1999)による。
(*3)宇津(1999)は、青森県東方沖（三陸沖北部）において100年ごとに巨大地震が発生している（◎）ことに言及し、その他にＭ7.5前後の地震が起こり（○）、平均間隔が40年程度であるとしている。
(*4)1968年十勝沖地震の最大余震（Ｍ7.5＝△）は通常の余震とするには非常に大きく、メカニズムも本震の低角逆断層とは異なり、正断層型であった（Kanamori,1971bより）としている。
(*5)1968年十勝沖地震と類似しているため下段の規模の地震があった可能性を指摘。
(*6)宇津(1982)において、6.8と8.5の双方が示されていたが、それに触れた上で本編では6.8を採用している。
(*7)1901年の震源域は南領域の北半分と北領域の南半分であり、1896年の明治三陸地震とは震源域は重なっていない。
(*8)相田(1977)による。
(*9)Aida(1978)による。
(*10)Kanamori(1971a)による。
(*11)Kanamori(1971b)による。
(*12)太平洋プレートの沈み込み速度を年8ｃｍと仮定して、Yamanaka and Kikuchi(2004)の図に当てはめた値。
(*13)阿部(1988)による。数字はＭｔ。
1968年十勝沖地震については北領域と南領域にアスペリティがありそれぞれ412ｃｍと286ｃｍのすべり量となる。

30

178ｃｍ
(*12）

表５－２ 三陸沖北部の地震の系列の同定に関する調査研究の概要
1611年12月2日[宇佐美1996]：三陸海岸および北海道東岸。三陸地方で強震。震害は軽く、津波による被害が大きかった。伊達政宗領内で死1,783人。南部・津軽で人馬死3,000余という。宮城県岩沼、刈田郡にも津波が押し寄せ、岩沼辺では家屋残らず流出した。宮古でも一軒残らず波にとられる。津波の波源は昭和8年の三陸地震の波源とほぼ一致する。Ｍ≒8.1。144.4°Ｅ 39.
0°Ｎ。
[渡辺1998]：三陸はるか沖。慶長三陸津波。津波の高(ｍ)の推定値は、田老21、宮古7～8、山田7～8、小谷鳥15～20、大槌5～6、船越12、仙台3～4。Ｍ＝7～8。144.5°Ｅ 39°Ｎ。
[阿部1999]：慶長三陸地震。羽鳥（1975b）の資料をもとに、津波が高くデータも豊富な岩手県田老から大槌までの約40kmの範囲で、Ｈmax（田老）＝20m、Ｈm＝7.9m、Ｍt＝8.4が求められる。
[地震調査委員会1999]：三陸海岸および北海道東岸。津波があり、伊達領で溺死者1,783、南部、津軽で人馬の死3,000以上。Ｍ＝8.1。
[宇津1999]：三陸沿岸・北海道東岸（津波地震）。Ｍ＝8.1。144.0°Ｅ 39.0°Ｎ。

1677年4月13日[宇佐美1996]：陸中。八戸に震害あり。青森・仙台被害なし。大槌・宮古・鍬ヶ崎等で津波被害。Ｍ＝7 1/4～1/2（1968年十勝沖地震と似ているためＭ＝7 3/4～8.0であった可能性もあり）。142 1/4°Ｅ 41.0°Ｎ（1968年十勝沖地震と似ているため、144.0°Ｅ 40.0°Ｎの可能性もあり）。
[渡辺1998]：三陸はるか沖。八戸の史料からこの地震の震度は5。田名部で船舶多数流失の記録など津波被害あり。Ｍ＝7 3/4～8.0。144.0°Ｅ 40.0°Ｎ。
[阿部1999]：延宝十勝沖地震。1968年十勝沖地震の３回前のプレート間地震とされる（羽鳥,1975）。Ｈmax（赤前）＝6m、Ｈm＝3.5m、Ｍt＝7.7。
[宇津1999]：陸中・陸奥。Ｍ＝7.9。142.3°Ｅ 40.5°Ｎ。100年ごとに繰り返す大地震の一つ。

1677年11月4日[宇佐美1996]：磐城・常陸・安房・上総・下総。磐城から房総にかけて津波襲来。小名浜・
中作・薄磯・四倉・江名・豊間などで家流倒約550、死・不明130余。水戸領内、房総、奥州岩沼領でも津波の被害記録あり。陸に近いＭ6クラスの地震という説もある。Ｍ≒8.0。142.0°Ｅ 35.5°Ｎ。
[渡辺1998]：房総半島東方沖。延宝房総津波。地震の震度は銚子、一宮、勝浦および江戸で弱い地震（震度2～3）があった程度。磐城から房総・伊豆半島東岸・伊豆諸島にかけて津波来襲。Ｍ≒8.0。142.0°Ｅ 35.5°Ｎ。
[阿部1999]：延宝房総沖地震。震源の位置ははっきりしないが、津波高の分布から波源は房総沖とみられる（羽鳥,1975a）。Ｈmax（新宮）＝6.5m、Ｈm＝4.9m、Ｍt＝8.0。
[地震調査委員会1999]：磐城・常陸・安房・上総・下総。磐城から房総にかけて津波。水戸領内で溺死者36、家屋全壊189。Ｍ＝8。
[宇津1999]：磐城・常陸・房総・八丈島（津波地震）。Ｍ＝8.0。141.5°Ｅ 35.0°Ｎ。

1763年1月29日[宇佐美1996]：陸奥八戸。11月はじめより地震を発し、この日大地震。八戸でところどころ
破損。小船波で沖に引かれ破船。函館は強く感じ津波あり。Ｍ＝7.4（1968年十勝沖地震と似ているためＭ7.9程度であった可能性もあり）。142 1/4°Ｅ 41.0°Ｎ（1968年十勝沖地震と似ているため、143.5°Ｅ 40 3/4°Ｎの可能性もあり）。
[渡辺1998]：青森県東方沖。１カ月以上前から地震あり。八戸で人家・土蔵の潰壊多い。津
波の高さは,八戸と久慈で4～5m。Ｍ＝7.6。142 1/4°Ｅ 41.0°Ｎ。
[阿部1999]：宝暦十勝沖地震。1968年十勝沖地震の２回前のプレート間地震とされる（羽鳥,1975）。今村(1942)の津波規模階級は１と小さく、1677年十勝沖地震に比べてデータははるかに少ない（羽鳥,1975）。Ｈmax（八戸）＝5m、Ｈm＝4.5m、Ｍt＝7.9。
[地震調査委員会1999]：陸奥八戸。津波あり、家屋破損多数、河川の溢水により田畑の多数埋没。Ｍ＝7.4。
[宇津1999]：陸奥（八戸）。Ｍ＝7.4。142.3°Ｅ 41.0°Ｎ。100年ごとに繰り返す大地震の一つ。

1763年3月11日[宇佐美1996]：陸奥八戸。1月29日の地震以来震動とまらず。この日に強震。流失船あり。Ｍ
≒7 1/4。142.0°Ｅ 41.0°Ｎ。
[渡辺1998]：1月29日の地震の最大余震。八戸城内の土手などが崩れ、八戸・久慈で船の流失

31

破損があった。Ｍ＝7 1/4。142.0°Ｅ 41.0°Ｎ。
[地震調査委員会1999]：陸奥八戸。建物倒壊。Ｍ＝7 1/4。
[宇津1999]：八戸。Ｍ＝7.3。142.0°Ｅ 41.0°Ｎ。
1763年3月15日[宇佐美1996]：陸奥八戸。湊村は津波に襲われ、家屋人馬の流失多し。Ｍ≒7.0。142.0°Ｅ
41.0°Ｎ。
[地震調査委員会1999]：陸奥八戸。八戸地方で津波等により被害。人馬流失多数。Ｍ＝7。
[宇津1999]：八戸。Ｍ＝7.0。142.0°Ｅ 41.0°Ｎ。

1856年8月23日[宇佐美1996]：日高・胆振・渡島・津軽・南部。震害は少なかったが、八戸城内でところど
ころ破損等の記録あり。震後津波が三陸および北海道の南岸を襲った。波の高さの最大は函館で3.6～3.9mなど。Ｍ≒7.5（津波の様子が1968年十勝沖地震と似ているためＭ7.8～8.0となる可能性もあり）。142 1/4°Ｅ 41.0°Ｎ（津波の様子が1968年十勝沖地震と似ているため
143.5°Ｅ 40.5°Ｎとなる可能性もあり）。
[渡辺1998]：三陸はるか沖。この地震前19日頃から数回の地震があった。震度分布と津波の波源域は1968年十勝沖地震津波と類似。震害・津波の記載内容は宇佐美(1996）とほぼ同じ。
Ｍ＝7.8～8.0。143.0°Ｅ 40.5°Ｎ。
[阿部1999]：安政十勝沖地震。地震被害と津波の資料から見て,1968年十勝沖地震の１回前のプレート間地震とされる（羽鳥,1973）。Ｈmax（大槌）＝6m、Ｈm＝3.0m、Ｍt＝7.6。
[地震調査委員会1999]：日高・胆振・渡島・津軽・南部。津波により湊村に被害。家屋浸水多数。八戸藩で死者5、家屋全壊189、同流失33。Ｍ＝7.5。
[宇津1999]：三陸地方・松前。Ｍ＝7.5。142.3°Ｅ 41.0°Ｎ。100年ごとに繰り返す大地震の一つ。

1896年6月15日[宇佐美1996]：三陸沖。明治三陸地震津波。震害はなく、地震後約35分で津波が三陸沿岸に来襲。Ｍ＝6.8（又は8 1/2。いずれも宇津,1982から引用）。144°Ｅ 39 1/2°Ｎ。
[渡辺1998]：明治三陸津波。震度は小さく、地震による被害はなかったが、津波は非常に大きく、いわゆる津波地震あるいは低周波地震である。Ｍ＝6.8。Ｍs＝7.2。Ｍt0＝(8.3）。144°Ｅ 39.5°Ｎ。
[阿部1999]：Ｈmax（三陸町綾里）＝38.2m、Ｈm＝16.0m、Ｍt＝8.2。
[地震調査委員会1999]：明治三陸地震。逆断層型のプレート間地震。死者26360名。津波の高さは岩手県三陸町綾里で38.2m（明治以降に日本付近で記録された津波の高さの最大）。地震
動はあまり大きくなく最大でも震度4程度であったとされているが、津波の高さは非常に高く、通常の地震より断層がゆっくりとずれる津波地震であったと考えられている。Ｍ＝8 1/2。
[宇津1999]：岩手県沖[三陸沖]津波地震。Ｍ＝8.2。144.0°Ｅ 39.5°Ｎ。

1896年6月16日[宇佐美1996]：余震29回（青森）。但し規模についての記載はなし。
[地震調査委員会1999]：Ｍ7.5の最大余震（2回）が発生。

1901年8月9日[宇佐美1996]：青森県東方沖。青森県三戸郡で被害が最大。宮古近海で9日夜高さ60cmくらいの小津波が襲来。その他、鮎川では9日に全振幅46cm、10日には全振幅50cmの津波があった等の記録あり（被害は9日と10日の地震を一括して記述）。Ｍ＝7.2。142.5°Ｅ 40.5°Ｎ。
[渡辺1998]：青森県東方沖。青森県三戸郡で被害が最も大きい。津波は9日夜に宮古で高さ約0.6mがあったが、10日にはなかった。10日は鮎川の検潮記録に50cmの津波最大全振幅の記録あり。Ｍ＝7.2。Ｍt0＝(7.9)。142.5°Ｅ 40.5°Ｎ。
[宇津1999]：青森県東方沖。Ｍ7.2。142.5°Ｅ 40.5°Ｎ。

1901年8月10日[宇佐美1996]：被害は9日の地震と一括して記述。Ｍ＝7.4。142.3°Ｅ 40.6°Ｎ。
[渡辺1998]：青森県東方沖。被害は9日の地震と一括して記述。Ｍ＝7.4。Ｍt0＝（7.8）。142.3°Ｅ 40.6°Ｎ。
[地震調査委員会1999]：八戸地方。八戸から青森にかけて津波を含めて被害。死傷者18、住家全壊8。Ｍ＝7.2(7.4)。
[宇津1999]：青森県東方沖。Ｍ7.4。142.3°Ｅ 40.6°Ｎ。100年間隔の大地震の間に40年間
隔程度で発生するＭ7.5程度の地震の一つ。

1931年3月9日[宇佐美1996]：青森県南東方沖。八戸市で壁の剥落等。函館や青森でも被害あり。八戸で津
波の全振幅39cm。Ｍ＝7.6。142.5°Ｅ 41.2°Ｎ。
[渡辺1998]：青森県東方沖。八戸市で壁の剥落等。函館や青森でも被害あり。八戸で津波の
全振幅39cm。Ｍ＝7.6。Ｍt0＝7.2。142.5°Ｅ 41.2°Ｎ。

32

[宇津1999]：青森県東方沖。Ｍ＝7.6。142.50°Ｅ 41.20°Ｎ。100年間隔の大地震の間に40年間隔程度で発生するＭ7.5程度の地震の一つ。
1933年3月3日[宇佐美1996]：三陸地震津波。地震による被害は少なく、三陸地方で壁の亀裂、崖崩れ、石垣・堤防の決壊があった程度。震後約30分～1時間の間に津波が北海道・三陸の沿岸を襲い、大きな被害が出た。Ｍ＝8.1。144.52°Ｅ 39.23°Ｎ。
[渡辺1998]：昭和三陸津波。地震による被害は少なく、三陸地方で壁の亀裂、崖崩れ、石垣・堤防の決壊があった程度。震後約30分～1時間の間に津波が北海道・三陸の沿岸を襲い、大きな災害をもたらした。Ｍ＝8.1。Ｍt0＝8.2。144°31′Ｅ 39°14′Ｎ。
[阿部1999]：Ｈmax＝28.7m、Ｈm＝8.0m、Ｍt＝8.3。
[地震調査委員会1999]：三陸地震。大津波により被害。太平洋プレート内で発生した正断層型の地震。死者3064名。津波の高さの最大は三陸町綾里で23.0m。太平洋沿岸地域を中心に震度5を観測し、壁の亀裂、崖崩れなどの被害を生じた。Ｍ＝8.1。
[宇津1999]：岩手県沖[三陸沖地震]。Ｍ＝8.1。144.52°Ｅ 39.23°Ｎ。

1935年10月18日[渡辺1998]：三陸はるか沖。検潮記録による津波の最大全振幅は八戸で20cm。Ｍ＝7.1。Ｍt0＝(7.3)。144°21′Ｅ 40°45′Ｎ。
[阿部1988]：青森県東方沖。Ｍt＝6.9。Ｍj＝7.1。

1943年6月13日[宇佐美1996]：八戸東方沖。八戸で最大全振幅60cmの津波があった。Ｍ＝7.1。143.35°Ｅ 4
1.25°Ｎ。
[渡辺1998]：十勝沖。検潮記録による津波の最大全振幅は八戸で60cm、宮古で13cmであった。Ｍ＝7.1。Ｍt0＝(7.5)。143°21′Ｅ 41°15′Ｎ。
[阿部1988]：青森県東方沖。Ｍt＝7.3。Ｍj＝7.1。

1945年2月10日[宇佐美1996]：八戸北東沖。八戸、小中野・三田町方面で微小被害。八戸で津波全振幅35cm。Ｍ＝7.1。142.07°Ｅ 41.00°Ｎ。
[渡辺1998]：青森県東方沖。八戸で震度5を記録し、微小被害。検潮記録による津波の最大全振幅は八戸35cmであった。Ｍ＝7.1。Ｍt0＝(7.0)。142.04°Ｅ 41.00°Ｎ。
[地震調査委員会1999]：青森県東方沖。死者2。家屋倒壊2。Ｍ＝7.1。
[宇津1999]：青森県東方沖。Ｍ＝7.1。142.07°Ｅ 41.00°Ｎ。

1960年3月21日[宇佐美1996]：三陸沖。本震により青森・岩手・山形の各県にわずかな被害と地変を生じた。津波を生じ、三陸海岸で波の高さ50～60cmで被害なし。Ｍ＝7.2。143.43°Ｅ 39.83°
Ｎ。
[渡辺1998]：三陸はるか沖。八戸市で水道管破裂２ヶ所、八戸駅陸橋の橋脚部欠損、岩手県
二戸群安代町で崖崩れなど。津波の高さ（cm）は、田老50、釜石市両石60など。Ｍ＝7.2。Ｍ
t0＝7.5。143°26′Ｅ 39°50′Ｎ。
[阿部1988]：岩手県沖。Ｍt＝7.5。Ｍj＝7.2。
[宇津1999]：岩手県沖。Ｍ＝7.2。143.43°Ｅ 39.83°Ｎ。

1968年5月16日[宇佐美1996]：1968年十勝沖地震。被害は北海道・青森・岩手を主とし南は埼玉にまで及んでいる。この地震によりかなりの津波が生じ、太平洋沿岸の各地を襲った。波の一番高かったのは八戸の北等で、平均潮位上約5mに達した。Ｍ＝7.9。143°35′Ｅ 40°44′Ｎ。
[渡辺1998]：1968年十勝沖地震。青森県東部と北海道南西部で震度5を観測。被害は、北海道・青森県・岩手県が大部分で南は埼玉県にまで及ぶ。津波は、八戸の北等で4m以上の高さ。
Ｍ＝7.9。Ｍt0＝8.1。143°35′Ｅ 40°44′Ｎ。
[阿部1999]：Ｈmax＝6.8m、Ｈm＝4.5m、Ｍt＝8.2。
[地震調査委員会1999]：1968年十勝沖地震。青森県東方沖の広い範囲を震源域として発生したプレート間地震。東北地方の北部や北海道南部を中心に広い範囲で強い地震動を生じ、東北地方では青森市、八戸市で震度5を観測。津波も発生し、高さは最大6ｍぐらいの高さに達した場所もあった。
[宇津1999]：青森県東方沖[十勝沖地震]。Ｍ＝7.9。143.58°Ｅ 40.73°Ｎ。100年ごとに繰
り返す地震の一つ。

1968年5月16日（余震）[宇佐美1996]：同日のＭ7.9の地震の余震として、先の地震とともに一括して記述。Ｍ＝7.
5。142°51′Ｅ 41°25′Ｎ。
[渡辺1998]：1968年十勝沖地震の最大余震。浦河と広尾で震度5。津波の最大全振幅は広尾で115cm等。Ｍ＝7.5。Ｍt0＝7.7。142°51′Ｅ 41°25′Ｎ。
[地震調査委員会1999]：余震。北海道南部の浦河町、広尾町で震度5を観測。Ｍ＝7.5。

33

[宇津1999]：青森県東方沖。Ｍ＝7.5。142.85°Ｅ 41.42°Ｎ。通常の余震とするには非常に大きく、メカニズムも本震の低角逆断層に対して正断層型と異なる(Kanamori,1971bを引
用)。
1968年6月12日[宇佐美1996]：5月16日の地震の余震として、先の地震とともに一括して記述。Ｍ＝7.2。143.08°Ｅ 39.25°Ｎ。
[地震調査委員会1999]：東北北部から北海道南部にかけての広い範囲で震度4を観測。Ｍ＝7.
2。
[渡辺1998]：1968年十勝沖地震の余震。最大震度は八戸など東北の北部を中心とした範囲で4を記録。検潮記録による津波の最大全振幅は島ノ越が最大(156cm)である。Ｍ＝7.2。Ｍt0＝
7.4。143°08′Ｅ 39°25′Ｎ。

1989年11月2日[宇佐美1996]：三陸はるか沖。北海道・三陸海岸で高さ約50cm未満の津波が観測された。三沢漁港で壁面の一部落下があった。Ｍ＝7.1。143°03.4′Ｅ 39°51.3′Ｎ。
[渡辺1998]：三陸はるか沖。検潮記録による津波の最大全振幅（cm）は、久慈105、宮古92、
浦河63、八戸60、日立港66など。Ｍ＝7.1。Ｍt0＝7.6。143°03′Ｅ 39°51′Ｎ。
[宇津1999]：岩手県沖。Ｍ＝7.1。143.06°Ｅ 39.85°Ｎ。

1994年12月28日[宇佐美1996]：平成6年(1994年）三陸はるか沖地震。八戸で死傷者が出る被害。小津波が沿岸各地を襲った。Ｍ＝7.5。143°44.9′Ｅ 40°25.6′Ｎ。
[渡辺1998]：平成6年(1994年）三陸はるか沖地震。八戸で震度6など、北海道から中部地方の広い範囲で有感。死傷者をはじめ、被害のほとんどが青森県であった。津波による災害はな
く、地震によるものである。津波の検潮記録による最大全振幅は久慈で170cmなどであった。
Ｍ＝7.5。Ｍt0＝7.8。143°43′Ｅ 40°27′Ｎ。
[地震調査委員会1999]：三陸はるか沖地震。プレート間地震。青森県八戸市付近を中心に強い地震動が生じ、八戸市では震度6を観測。検潮所で観測された津波の高さは岩手県の宮古市の55cmが最大で、津波による大きな被害はなかった。建物の倒壊などの被害が生じ死者3名。
Ｍ＝7.5。
[宇津1999]：八戸東方沖[三陸はるか沖地震]。Ｍ＝7.5。143.75°Ｅ 40.43°Ｎ。100年間隔の大地震の間に40年間隔程度で発生するＭ7.5程度の地震の一つ。

1995年1月7日[宇佐美1996]：前年12月28日の地震の余震として、先の地震とともに一括して記述。Ｍ＝7.
2。142°18.6′Ｅ 40°13.2′Ｎ。
[地震調査委員会1999]：昨年12月28日に発生した三陸はるか沖地震の最大余震。八戸市で震度5を観測し、負傷者や家屋倒壊などの被害が生じた。Ｍ＝7.1。
[宇津1999]：八戸東方沖（余震）。Ｍ＝7.2。142.31°Ｅ 40.22°Ｎ。

34

表５－３

茨城県沖で発生する地震の系列の同定に関する文献等での評価結果
これまでの研究成果（*1）

西暦年月日

気象庁

1896/1/9

大竹・笠原(1983)

宇佐美(2003)

7 1/2

7.3

宇津(1982)

本報告

宇津(1999)

阿部(1988)

7.3

7.3

○

7.4

○

1923/6/2(02時24分)

7.1（*2)

7.3

7.3

1923/6/2(05時15分)

7.1（*2)

7.1

7.1

1924/8/15
1935/7/19

7.2（*2)
6.9

7.1

7.1
6.9

6.6

○
×

1938/5/23

7.0

7.0

7.5

×

1943/4/11

6.7

1961/1/16
1965/9/18

6.8
6.7

1982/7/23

7.0

2008/5/8

7.0

7.0

最大すべり
量

◎

6.7

5.7 m（*3)

◎
6.8
6.7

7.0

7.2

○
◎

7.0

◎

75cm（*4)

6.9（*6)◎

1.7 m（*5)（凡例）・「本報告」の欄の記号◎：茨城県沖の評価領域において時空間的にまとまって繰り返し発生する一連の地震の代表として
地震発生間隔等の算出に用いたイベント○：茨城県沖の評価領域で発生する一連の地震だが、地震発生間隔等の算出には用いなかったイベント
×：茨城県沖の評価領域における一連の地震とは異なる地震と判断されたイベント（注）(*1)各欄に記載されている数字はマグニチュード。ただし、阿部(1988)は津波マグニチュード。
(*2)気象庁地震予知情報課 (2007)による(*3)室谷他 (2004)による(*4)Mochizuki et al . (2008)による(*5)名古屋大学 (2008)による(*6)阿部 (2008 私信)による35

表５－４ 茨城県沖の地震の系列の同定に関する調査研究の概要
1896年1月9日[大竹・笠原1983]：Ｍ＝7 1/2。141°Ｅ 36 1/2°Ｎ。
[宇佐美2003]：水戸付近から久慈・那珂両川の沿岸地方で家屋・土蔵の小破あり。また猪苗代湖でも小被害があった。弱い津波あり（周期８分）。Ｍ＝7.3。141°Ｅ 36 1/2°Ｎ。
[宇津1999]：茨城県沖。死傷者は無く、壁や地面に亀裂などが生じる程度の微少被害。津波の記録はあるが、被害無し。Ｍ＝7.3。141°Ｅ 36.5°Ｎ。深さ100km未満。

1923年6月2日（02時24分）[宇津1982]：茨城県沖。Ｍ＝7.3。142°Ｅ 35.9°Ｎ。
[気象庁2007]：Ｍ＝7.1（05時15分）[宇津1982]：茨城県沖。Ｍ＝7.1。142°Ｅ 36°Ｎ。
[気象庁2007]：Ｍ＝7.1

1924年8月15日[宇津1982]：茨城県沖。Ｍ＝7.1。141.6°Ｅ 36.2°Ｎ。

1935年7月19日[宇津1982]：茨城県沖。Ｍ＝6.9。141.38°Ｅ 36.63°Ｎ。

1938年5月23日[宇佐美2003]：被害は小名浜付近の沿岸と、内陸の福島・郡山・白河・会津若松付近にあった。とくに郡山・須賀川・猪苗代の付近で強く、煉瓦煙突の折損、壁落、壁や道路の亀裂があった。小名浜でも同様の小被害があり、小崖崩れもあった。小名浜に震後22分で小津波（全振幅83cm）が押し寄せた。Ｍ＝7.0。141°35′Ｅ 36°39′Ｎ。
[宇津1982]：茨城県沖。Ｍ＝7.0。141.58°Ｅ 36.65°Ｎ。家屋の破損、道路の損壊などが生じる程度の小被害。
[宇津1999]：茨城県沖。死傷者は無く、壁や地面に亀裂などが生じる程度の微少被害。津波の記録はあるが、被害無し。Ｍ＝7.0。141.58°Ｅ 36.65°Ｎ。

1943年4月11日[大竹・笠原1983]：Ｍ＝6.7。141.45°Ｅ 36.35°Ｎ。

1961年1月16日[宇津1982]：茨城県沖。Ｍ＝6.8。142.27°Ｅ 36.03°Ｎ。

1965年9月18日[宇津1982]：茨城県沖。Ｍ＝6.7。141.47°Ｅ 36.32°Ｎ。深さ40km。

1982年7月23日[大竹・笠原1983]：Ｍ＝7.0。142.20°Ｅ 36.36°Ｎ。

2008年5月8日（気象庁一元化震源）Ｍ＝7.0。141°36.4′Ｅ 36°13.6′Ｎ。深さ51km。
[消防庁2008]：軽傷６名、住家被害なし。

36引用文献（アルファベット順）
相田勇 （1977)：三陸沖の古い津波のシミュレーション,東京大学地震研究所彙報, 52, 71-101.
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Abe, Ku. (1978): A dislocation model of the 1933 Sanriku earthquake consistent with the tsunami
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Ben-Menahem, A. (1977): Renormalization of the Magnitude scale, Phys. Earth Planet. Inter., 15,
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40

図の目次
図３

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

図 4-1 三陸沖から房総沖にかけての震央分布及び断面図及びプレート境界の位置（その１）
図 4-2 三陸沖から房総沖にかけての震央分布及び断面図及びプレート境界の位置（その２）図５

三陸沖から房総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６

1968 年５月 16 日の十勝沖地震の各種震源断層モデル

図７

1856 年８月 23 日, 1931 年３月９日, 1968 年５月 16 日の十勝沖地震と 1896 年 6 月 15 日の明治三陸地震の各種震源モデル

図８1968 年５月 16 日の十勝沖地震の余震分布（気象庁資料）

図９1968 年５月 16 日の十勝沖地震の震度分布と津波波高分布（地震調査委員会, 1999）

図 10

1856 年８月 23 日の安政十勝沖地震の震度分布と津波波高分布（羽鳥, 1973）

図 11

1763 年１月 29 日の宝暦十勝沖地震の震度分布と津波波高分布（羽鳥, 1975b）

図 121677 年４月 13 日の延宝十勝沖地震の震度分布と津波波高分布（羽鳥, 1975b）

図 131933 年３月３日の昭和三陸地震と 1896 年６月 15 日明治三陸地震の震度分布（地震調査委員会,
1999）

図 14

1933 年３月３日の昭和三陸地震の津波波高分布（地震調査委員会, 1999）

図 15

1896 年６月 15 日の明治三陸地震の津波波高分布（地震調査委員会, 1999）

図 161611 年 12 月２日の慶長三陸地震の津波波高分布と震度分布（羽鳥, 1975b）

図 171897 年８月５日の三陸沖南部海溝寄りの地震の震度分布（中央氣象臺, 1897）

図 181793 年２月 17 日の三陸沖南部海溝寄りの津波波高分布と震度分布及び 1793 年２月 17 日と 1897
年８月５日の波源域（羽鳥, 1975b）

図 191793 年２月 17 日の地震の震度分布と津波の状況（地震調査委員会, 2000）

図 201938 年の一連の福島県東方沖地震の震度分布（羽鳥, 1976a）

図 211938 年 11 月５日の福島県東方沖地震の波源域（羽鳥, 1976a）

図 221677 年 11 月４日延宝房総沖地震の津波の高さ（羽鳥, 1975a）

図 23-1 バックスリップモデル（Nishimura et al.,2000, Ito et al., 2000）
図 23-2 バックスリップモデル（El-Fiky and Kato, 1999）
図 24-1 東北地方の最近の GPS 水平変動ベクトル図（国土地理院資料）
図 24-2 東北地方の最近の GPS 上下変動ベクトル図（国土地理院資料）
図 25-1 三陸沖から房総沖の震央分布図（1923 年～2008 年６月）（気象庁資料）
図 25-2 領域 a～領域g の地震活動経過図及び地震回数積算図（気象庁資料）
図 25-3 茨城県沖の地震活動（気象庁資料）
図 26

BPT 分布による三陸沖北部のプレート間大地震の 30 年確率の時間推移

図 27

BPT 分布による三陸沖南部海溝寄りのプレート間地震の 30 年確率の時間推移

図 28

BPT 分布による茨城沖の地震の 10 年確率の時間推移

Appendix１

茨城県沖の地震の震源位置（気象庁資料）

Appendix２

茨城県沖の地震の波形（１）1965 年と 1982 年の遠地地震波形（WWSSN）比較

41

（２）2008 年と 1961 年、1965 年、1982 年の近地地震波形の比較（気象庁資料）（３）2008 年と 1935 年、1943 年の近地地震波形の比較（気象庁資料）（４）1923 年、1924 年、1938 年、1943 年の地震の本郷（東京都文京区）での波形記録
Appendix３

茨城県沖の地震の震度分布（気象官署相当）（気象庁資料）42図３

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4344
図 4-1 三陸沖から房総沖にかけての震央分布及び断面図
及びプレート境界の位置（その 1）

45
図 4-2

三陸沖から房総沖にかけての震央分布及び断面図
及びプレート境界の位置（その 2）Fの速度構造の断面図

Miura et al.(2005)

図５ 三陸沖から房総沖にかけての主な地震と主な震源域（地震調査委員会，1999）

46

図６

1968 年５月 16 日の十勝沖地震の各種震源断層モデル47

図７ 1856 年８月 23 日、1931 年３月９日、1968 年５月 16 日の十勝沖地震と 1896 年６月 15 日の明治三陸地震の各種震源断層モデル

48

気象庁資料図81968 年 5 月 16 日の十勝沖地震の余震分布(気象庁資料)49

1968 年十勝沖地震の震度分布図[気象庁(1969)による]1968 年十勝沖地震による各地の津波の高さ

図9[岸(1968)から作成]

1968 年 5 月 16 日の十勝沖地震の震度分布と津波波高分布(地震調査委員会,1999)

50

図 10

1856 年 8 月 23 日の安政十勝沖地震の震度分布と津波波高分布(羽鳥,1973)

図 11

1763 年 1 月 29 日の宝暦十勝沖地震の震度分布と津波波高分布(羽鳥,1975b)

51

図 12

1677 年 4 月 13 日の延宝十勝沖地震の震度分布と津波波高分布（羽鳥,1975b）

三陸地震の震度分布図[本多・竹花(1933)から作成]

図 13

明治三陸地震の震度分布図[中央気象台(1896)から作成]

1933 年 3 月 3 日の昭和三陸地震と 1896 年 6 月 15 日明治三陸地震の震度分布(地震調査委員会,1999)52

三陸地震による各地の津波の高さ

図 14[宇佐美(1996)から作成]

1933 年 3 月 3 日の昭和三陸地震の津波波高分布(地震調査委員会,1999)

53

明治三陸地震による各地の津波の高さ

図 15[宇佐美(1996)から作成]

1896 年 6 月 15 日の明治三陸地震の津波波高分布(地震調査委員会,1999)

図 161611 年 12 月 2 日の慶長三陸地震の津波波高分布と震度分布(羽鳥,1975b)

54

図 17

1897 年 8 月 5 日の三陸沖南部海溝寄りの地震の震度分布(中央氣象臺,1897)

図 181793 年 2 月 17 日の三陸沖南部海溝寄りの津波波高分布と震度分布及び1793 年 2 月 17 日と 1897 年 8 月 5 日の波源域(羽鳥,1975b)

55

図 19

1793 年 2 月 17 日の地震の震度分布と津波の状況(地震調査委員会,2000)

図 201938 年の一連の福島県東方沖地震の震度分布(羽鳥,1976a)

56

図 21

1938 年 11 月 5 日の福島県東方沖地震の波源域(羽鳥,1976a)

図 221677 年 11 月 4 日延宝房総沖地震の津波の高さ(羽鳥,1975a)

57

図 23-1

バックスリップモデル(Nishimura et al.,2000, Ito et al.,2000)

58

図 23-2

バックスリップモデル(El-Fiky and Kato,1999)59

図 24-1

東北地方の最近の GPS 水平変動ベクトル図(国土地理院資料)60

図 24-2

東北地方の最近の GPS 上下変動ベクトル図(国土地理院資料)61

1968 年十勝沖地震

平成 6 年(1994 年)三陸はるか沖地震

ａｂ
昭和三陸地震（津波）1978 年宮城県沖地震

ｃｄ

福島県東方沖地震ｅｇｆ

図 25-1 三陸沖から房総沖の震央分布図（1923 年～2008 年６月）
マグニチュード 4.5 以上、深さ 100km より浅い地震
気象庁資料

62

領域ａの地震活動経過図と地震回数積算図

領域ｅの地震活動経過図と地震回数積算図

領域ｂの地震活動経過図と地震回数積算図

領域ｆの地震活動経過図と地震回数積算図

領域ｃの地震活動経過図と地震回数積算図

領域ｇの地震活動経過図と地震回数積算図

領域ｄの地震活動経過図と地震回数積算図

図 25-2 領域ａ～領域ｇの地震活動経過図及び地震回数積算図
気象庁資料

63

茨城県沖周辺の地震活動について
震央分布図（1600 年～2008 年６月 30 日、M6.0 以上、深さ 60km 以浅）

領域ａ※1884 年以前は、宇津の世界被害地震の表、1885 年～1922 年は、宇津の地震カタログを使用。1923 年１月～７月は、気象庁地震予知情報課(2007)を使用。1923 年８月以降は気象庁震源カタログを使用。
※ 吹き出しは M7.0 以上（領域ａ内は M6.7 以上）の地震のみ。

領域ａ内の地震活動経過図＆地震回数積算図（1923 年～2008 年６月 30 日、M6.0 以上、深さ 60km 以浅）

図 25-3 茨城県沖の地震活動

64

気象庁資料

100

65

30年以内に地震が発生する確率(％)

90
80
70
60
0.11
0.24

50
40

評価時点
30
20
10
0
1970

1980

1990

2000

2010

2020

2030

2040

2050

2060

2070

2080

2090

西暦(年）

図26 BPT分布による三陸沖北部のプレート間大地震の30年確率の時間推移

2100

100

66

30年以内に地震が発生する確率(％)

90
80
70
60

評価時点
0.19
0.24

50
40
30
20
10
0
1970

1980

1990

2000

2010

2020

2030

2040

2050

2060

2070

2080

2090

2100

西暦(年）

図27 BPT分布による三陸沖南部海溝寄りのプレート間地震の30年確率の時間推移

100

67

10年以内に地震が発生する確率(％)

90
80
70
60
0.16
0.24

50
40
30
20
10
0
2008

2018

2028

2038

2048

西暦(年）

図28 BPT分布による茨城県沖の地震の10年確率の時間推移

2058

Appendix 1

茨城県沖の地震の震源位置

各地震の本震・余震分布から、地震発生の時期によって震源の精度に差はあるものの、1923～24
年、1943 年、1961 年、1965 年、1982 年、2008 年の地震は、ほぼ同一の震源域を持っていると考えられる。

2008 年
震央分布図

1982 年2008 年 4 月 1 日～ 6 月 30 日

震央分布図

1961 年

1965 年
震央分布図

震央分布図

1965 年 9 月 1 日～ 11 月 30 日

1943 年
震央分布図

1982 年 7 月 1 日～ 9 月 30 日

1961 年 1 月 1 日～ 3 月 31 日

1923～1924 年
1943 年 2 月 1 日～ 6 月 30 日

震央分布図 1923 年 6 月 1 日～1924 年 9 月 30 日

気象庁資料

68

Appendix２ 茨城県沖の地震の波形（１）1965 年と 1982 年の遠地波形 (WWSSN)比較
1965 年と 1982 年の地震の波形は類似性が比較的高い。

今回比較に用いた観測点。
1982 年の記録が利用可能な主な観測点。
比較不可能な観測点。

ALQ：Albuquerque (New Mexico, USA)65 年：7.2μｍ
82 年：7.8μｍ

1分：

COL：College Outpost (Central Alaska, Alaska, USA)65 年：12.0μｍ
82 年：12.5μｍ※上下動波形の比較：赤線は 1965 年のトレース、青線は 1982 年のトレースを示す。
※枠内の数値は、peak to peak 値69NUR：Nurmijarvi ( Finland )65 年：18.4μｍ
82 年：36.6μｍ

KEV：Kevo (Finland)

65 年：20.0μｍ
82 年：35.9μｍ

RIV：Riverview (New South Wales, Australia)

65 年：8.0μｍ
82 年：5.7μｍ

70ESK：Eskdalemuir (Scotland, United Kingdom)

65 年：19.2μｍ
82 年：24.4μｍ

PTO：Porto (Portugal)

65 年：6.9μｍ
82 年：12.9μｍ

STU：Stuttgart (Baden-Württemberg, Germany)

65 年：16.6μｍ
82 年：29.2μｍ

71

（２）2008 年と 1961 年、1965 年、1982 年の近地強震波形の比較
・1961、1965、1982 年は気象庁１倍強震計（標準定数：水平動の固有周期 6 秒、減衰定数 0.55）の変位記
録。2008 年は多機能型地震計（水戸）及び 95 型震度計（東京）の加速度データを２階積分した変位デー
タについて、上記特性を持つフィルターでの処理結果。
・1961 年の地震は、他の地震と比較すると類似性が低い。

強震波形比較：水戸地方気象台

2008/5/8 M7.0

EW 成分

NS 成分

片振幅 12.3mm

1cm

片振幅 8.5mm

1cm

1min.

1min.

1982/7/23 M7.0
片振幅 19.0mm

1cm

1cm

1min.

1965/9/18 M6.7

1cm

片振幅 10.1mm

1min.

片振幅 7.9mm

片振幅 18.0mm

1cm

1min.

1min.

1961/1/16 M6.8

片振幅 6.7mm

片振幅 10.0mm

1cm

1cm

1min.

Time mark

72

1min.

気象庁資料

強震波形比較：気象庁（東京）

EW 成分

NS 成分

2008/5/8 M7.0
片振幅 6.9mm

1cm

1cm

1min.

1982/7/23 M7.0

1cm

片振幅 7.6mm

1min.

片振幅 8.8mm
片振幅 11.4mm

1cm

1min.

1min.

1965/9/18 M6.7
片振幅 6.0mm

片振幅 7.8mm

1cm

1961/1/16 M6.8

1cm

1cm

1min.

1min.

片振幅 9.5mm

片振幅 8.0mm

1cm

1min.

73

1min.

気象庁資料

（３）2008 年と 1935 年、1943 年の近地強震波形の比較
強震波形比較：水戸・1943 年の波形は、中央気象台式強震計（水平動の固有周期 7 秒、減衰定数 0.33）の変位記録。2008
年は多機能型地震計（水戸）の加速度データを２階積分した変位データについて上記特性を持つフィルターでの処理結果。なお、1935 年の波形は現存しない。
・波形の概形に類似性は見られないものの、NS 成分の P 波の部分に多少の類似性が見られる。
ＥＷ成分

ＮＳ成分

2008/5/8 M7.0
片振幅 12.7mm

1cm

1cm

1min

1943/4/11 M6.7

1cm

片振幅 9.4mm

1min

1min

片振幅 19.0mm ※片振幅 22.5mm ※Time mark

1cm

1min

（※）中央気象台式強震計記録の最大振幅は、気象庁震源カタログの計算に用いられた値により記載している。
これは、記象紙上の読み取り値について、振動倍率（地震計の固有周期と減衰定数、波形の最大振幅の周期で決まる）を考慮して求められた値である。
（次ページも同様）

74

気象庁資料

強震波形比較：東京・1935、1943 年の波形は、いずれも中央気象台式強震計（水平動の固有周期 4 秒、減衰定数 0.28）の変位記録。2008 年は 95 型震度計（東京）の加速度データを２階積分した変位データについて、上記特性を持つフィルターでの処理結果。
・2008 年と 1943 年の地震波形の概形は、類似性が高いとみられる。
ＥＷ成分

ＮＳ成分

2008/5/8 M7.0
片振幅 2.6mm

0.5cm

片振幅 2.1mm

0.5cm

1min

1943/4/11 M6.7

1min

片振幅 1.7mm ※片振幅 2.1mm ※ＮＳ成分の極性は逆の可能性もある。

0.5cm

0.5cm

1min

1935/7/19 M6.9

1min

片振幅 4.0mm ※片振幅 4.5mm ※Time mark

0.5cm

0.5cm

1min

75

1min
気象庁資料

（４）1923 年、1924 年、1938 年、1943 年の地震の本郷（東京都文京区）での波形記録
・ 固有周期は NS：８秒、EW：９秒、タイムマークが無いため３cm を１分とした。

Ｓ

1923 年 6 月 2 日

Ｎ

2:24、5:15

今村式２倍強震計
35°42′29″、139°45′53″

地震学教室
Ｅ

・1943 年の地震波形との類似性はやや低い。

Ｗ

1cm

1min

1924 年 8 月 15 日

Ｓ

今村式２倍強震計

Ｎ

地震学教室
Ｅ
Ｗ

1cm

・1943 年の地震波形との類似性はやや低い。
1min

Ｓ

1938 年 5 月 23 日

Ｎ

今村式２倍強震計
地震学教室
・1943 年の地震波形との類似性は低い。

Ｅ
Ｗ

1cm

1min

Ｓ

1943 年 4 月 11 日Ｎ

今村式２倍強震計
耐震家屋
Ｅ
Ｗ

1cm

1min

76

35°42′35.2″、139°45′59″

Appendix３

茨城県沖の地震の震度分布（気象官署相当）

過去の活動と今回の活動について、震度分布の比較を行った。近年は震度計が各地に展開されているため、単純な比較はできない。このため 2008 年の地震については、全国の震度データのうち
震度計導入以前から震度を観測している気象官署の震度データのみを表示した。

2008/05/08

1965/09/18

M7.0

M6.7

1982/07/23

M7.0

1961/01/16

M6.8

気象庁資料

77

1943/04/11

M6.7

1938/05/23

M7.0

1935/07/19

M6.9

1924/08/15

M7.2

気象庁資料

78

1923/06/02(5:15)

M7.1

1923/06/02(2:24)

M7.1※1896 年以前の震度は、微［現在の震度階級の 0 と 1 に相当、以下同じ］、弱［2 と 3］、

1896/01/09

M7.3 (参考)※

強［4 と 5 弱・5 強］、烈［6 と 7］の４段階で観測されていた。このため 1896 年の図では、微を震度１、弱を震度３、強を震度５で表示している。
なお、震度観測の変遷を詳細に検討すると、1896 年には、微（感覚なし）［0］、微（感覚あり）［1］、弱（弱き方）［2］、弱［3］、強（弱き方）［4］、強［5 弱・5 強］、烈［6 と 7］の７段階に分けられたものの、1908 年まで「弱と弱（弱き方）」、「強と強（弱き方）」の判断
基準が定義されていなかったことから、これらの区別は 1896 年から徐々に浸透し、1925
年頃からほぼ適切になったと思われる。明治・大正時代の震度分布図を比較する場合は、
上記について留意する必要がある。

気象庁資料

79

＜付録＞
三陸沖から房総沖にかけての地震活動については、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2002）により、それまで行われていた調査研究に基づいた長期評価が公表されているが、その長期評価において茨城県沖で発生が想定されていた地震が平成 20 年５月８日に発生したため、今回の地震についての解析結果等を基に当該領域の地震活動について検討を行い、一部改訂版としてとりまとめた。
以下に改訂となった項目とその値について、前回の評価と今回の評価の対比表を示す。なお、評価にあたっては、下表に示す数値のほか各値を求めた根拠についても改訂していることに留意されるとともに、その詳細については評価文を参照されたい。

茨城県沖の地震の評価についての新旧対比表
前回の評価
今回の評価
（平成 14 年７月 31 日公表） （平成 21 年３月９日公表）
発生確率

今後 10 年以内

50％程度（ポアソン）

ほぼ０%～0.2%（BPT）

今後 20 年以内

70％程度（ポアソン）

50%程度（BPT）

今後 30 年以内

90％程度（ポアソン）

90％程度以上（BPT）

Ｍ6.8 程度

Ｍ6.7～Ｍ7.2

次の地震の規模

15.5 年(1940 年以降の過去 62 21.2 年（1923 年、1943 年、1965
平均発生間隔年間に M6.7 以上の地震の発生 年、1982 年、2008 年に発生したは４回)地震について、算術平均で求めた）80