3.9 データ活用予測研究(1)業務の内容(a) 業務題目「データ活用予測研究」(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

教授

日野亮太

准教授

太田雄策

准教授

内田直希

教授

平原和朗

准教授

宮崎真一

准教授

西村卓也

准教授

伊藤喜宏

教授

鷺谷威

准教授

伊藤武男

主任研究員

行谷佑一

国立大学法人東京大学大学院理学研究科

准教授

安藤亮輔

国立研究開発法人海洋研究開発機構

グループリーダー

堀高峰

地震津波海域観測研究開発センター

特任技術研究員

中田令子

特任技術研究員

兵藤守

研究員

有吉慶介

国立大学法人京都大学大学院理学研究科
国立大学法人京都大学防災研究所
国立大学法人名古屋大学
減災連携研究センター
国立大学法人名古屋大学大学院
環境学研究科附属地震火山研究センター
国立研究開発法人産業技術総合研究所
活断層・火山研究部門(c) 業務の目的
・地殻変動観測データのコンパイルと解析、データベース化
京 コ ン ピ ュ ー タ 等 で 計 算 さ れ る 多 数 の 地 震 シ ナ リ オ と そ の 前 後 の ゆ っ く り す べりのシミュレーション結果のデータベースと、GEONET・DONET・水準測量や三辺・三角
測 量 等 の 地 殻 変 動 デ ー タ や 相 似 地 震 の デ ー タ を コ ン パ イ ル し た 観 測 デ ー タ ベ ー スを構築する。
・プレート境界すべりの推移予測の妥当性検証と予測の試行
過去の地震やゆっくりすべりの観測データを逐次入力し、シミュレーションデータ
ベースと比較する同化の模擬テストを行う。また、次の豊後水道のゆっくりすべりや
東北地方太平洋沖地震後の余効すべり等に対して予測の試行実験を行う。これらを通して同化手法や予測の問題点を洗い出し、改善に必要な知見を得る。
・逐次データ同化手法の改良
精 度 の 異 な る 複 数 デ ー タ を 用 い る 場 合 の 尤 度 評 価 や リ ア ル タ イ ム で デ ー タ を 取り316

込 み な が ら モ デ ル パ ラ メ ー タ や 初 期 値 を 更 新 で き る よ う に 同 化 手 法 を 改 善 す る とともに、地殻変動以外の観測データ（特に地震活動データ）の同化手法を開発する。
(d) ８か年の年次実施業務の要約
平成 25 年度:
これまでに整備した地殻変動データのコンパイル結果に最新データを加えて 、追加解析を行うとともに、過去の豊後水道や八重山のゆっくりすべりで逐次同化の模擬テストを行う準備を進めた。また、観測データベースの仕様を検討し、東北地方
太平洋沖地震前後のデータのコンパイルを始めた。複数データの尤度評価手法の開発を進めた。
平成 26 年度:
前年度までに整備した地殻変動データのコンパイル結果に最新データを加えて、さらに追加解析を行うとともに、過去の豊後水道や八重山のゆっくりすべりで逐次同化の模擬テストを行った。また、観測データベースの仕様を決め、東北地方太平洋沖地震前後のデータを引き続きコンパイルした。複数データの尤度評価手法の開発に着手した。
平成 27 年度：
東北地方太平洋沖地震前後のデータ整備・解析を進め、シミュレーションデータ
ベースを構築した。地震前後のすべりに対する予測の試行実験に向けて、観測デー
タをある程度定量的に再現するシミュレーションモデルを構築した。このようにして得られたモデルによるシナリオでは、日本海溝における M９クラスの地震発生後から次の宮城県沖地震発生までの間隔が、 M９地震発生以前の繰り返し間隔よりも短くなる傾向が見られた。また、西南日本よび南西諸島における地殻変動データの整備・解析を進め、プレート沈み込みおよびゆっくり地震の解析を行った。更 に、プ レ ート 境 界 に お け る す べ り発 展 予 測 シ ス テ ム 構 築に 向 け て モ デ ル パ ラ メー タを逐次更新するデータ同化手法の開発に着手した。
平成 28 年度：
前年度に引き続き、東北地方太平洋沖地震前後のデータ の解析と、シミュレーションデータベースの蓄積を行うとともに、データ同化手法を用いた推移予測の模擬テストに着手した。前年度までに整理した地殻変動データを統合して解析するため、日本列島のブロック運動モデルの解析手法の開発を実施した。西南日本における地殻変動データ解析を継続し、ゆっくりすべりやプレート間固着といったすべりの時
空間発展予測システム構築に向けて、モデルパラメータを逐次更新する手法を開発した。
平成 29 年度：
海・陸地殻変動観測データに基づき、西南日本では内陸ブロック運動も考慮して、
南海トラフ沿いならびに日本海溝沿いのプレート固着強度の空間分布とその経年変化を調査し、その知見を、東北地方太平洋沖を対象にしたシミュレーションデータ
ベースに反映させた。模擬テスト結果にもとづいて同化手法を改善するとともに、
317

豊後水道のゆっくりすべりで数値実験を行った。
平成 30 年度：
明治以降の水準測量・三角測量等の地殻変動データを用いて、明治期から現在までの南海トラフ地震の１サイクル分をカバーする測地データベースを整備して、地震発生サイクルシミュレーションとの比較検討を行う。海・陸地殻変動観測データに基づき、西南日本では内陸ブロック運動も考慮して、南海トラフ沿いならびに日
本海溝沿いのプレート固着強度の空間分布とその経年変化を前年度に引き続き調査するとともに、その知見を、東北地方太平洋沖を対象にしたシミュレーションデー
タベースに反映させる。プレート境界の余効すべり・ゆっくりすべりのデータ同化手法の開発を継続して進めるとともに、豊後水道ならびに東北地方太平洋沖を対象にしたシミュレーションデータベースを利用した既存データ同化手法での予測試行
実験を継続する。
平成 31～32 年度：
海・陸地殻変動観測データに基づき、西南日本では内陸ブロック運動も考慮して、
南海トラフ沿いならびに日本海溝沿いのプレート固着強度の空間分布とその経年変化を引き続き調査するとともに、その知見を、東北地方太平洋沖を対象にしたシミュレーションデータベースに反映させる。模擬テスト結果や手法改良研究にもとづ
いて、プレート境界の余効すべり・ゆっくりすべりのデータ 同化手法の改善を進めるとともに、南海トラフならびに日本海溝において、リアルタイム予測試行実験を行い、予測の問題点を整理する。また、地殻変動・相似地震と地震活動データを用いた同化システムのプロトタイプを構築する。
(e) 平成 29 年度業務目的
明治以降の水準測量・三角測量等の地殻変動データを整理して、明治期から現在までの南海トラフ地震の１サイクル分をカバーする測地データベースを整備する。海・陸地
殻変動観測データに基づき、西南日本では内陸ブロック運動も考慮して、南海トラフ沿
いならびに日本海溝沿いのプレート固着強度の空間分布を詳細に評価する。これらの観測による知見に基づいたシミュレーションデータベースの蓄積を行う。余効すべり・ゆっくりすべりのデータ同化手法の開発を平成 28 年度に継続して進めるとともに、豊後水道を対象にした既存手法での予測試行実験に着手する 。
(2)

平成 29 年度成果

①地殻変動データ整備および東北地方太平洋沖地震の余効変動解析(a) 業務の要約
本プロジェクトでは過去の地殻変動データの整理、有限要素モデルの構築等を実施してきた。本年度では、前年度に作成したブロック運動モデルの解析手法を西南日本の地殻変動データに適用し解析した。観測データは、陸上の GEONET による GNSS 観測デー
タに加え、海底地殻変動観測結果も統合して解析を行なった(図３－９－①－１)。本解析の特徴は、(１)マルコフ連鎖モンテカルロ法(MCMC)を用いることで、空間的なスムー
318

ジングを導入しない解析手法を採用 (２) ブロック分割を半自動化するプログラム設計により、試行錯誤的なブロック分割が容易(３)赤池情報量基準(AIC)に基づく最適なブロック分割の判別 (４)有限要素モデルによる応答関数の取り込みを意識したプログ
ラムデザインである。これらの解析の結果、プレート境界における固着分布の不均質性が明らかになった。また、内陸断層での固着の分布、ブロック間の相対運動、観測された地殻変動の弾性応答成分と剛体運動成分を明らかにした。西南日本における海洋プレートの沈み込みは複数の内陸ブロック運動と相互に影響しあっており、これらの相互作用を定量的に評価することが重要である。
また、過去の水準データを含む地殻変動データの整理を継続して実施し、より効率的に過去の測地測量データの抽出ができるプログラムを作成した。
一方、GEONET データの統一的な再解析結果を用いることにより、2011 年東北地方太平洋沖地震の発生前に、東北地方の太平洋沿岸部で加速的な沈降が生じていたことを明らかにした。先行研究で同時期に海溝向きの水平変位が加速していたことも知られており、両者を考慮すると、プレート境界の深さ 50km 程度より浅い部分で加速的なすべりないし固着のはがれが生じていたと推定される。
(b) 業務の成果
1）ブロック運動モデルとプレート間固着の同時推定
新規に開発された解析手法では、マルコフ連鎖モンテカルロ手法に基づく解析手法を採用することで、既存のブロック運動モデルの解析ではできなかった、推定パラメータ間の共分散解析が可能になる。これらの解析手法を西南日本の GEONET の GNSS データ及び
海底地殻変動データに適用した（図３－９－①－１）。これらの手法を適用するために、
広域のブロック境界は Bird (2003)をベースに、日本列島内部のブロックは活断層詳細
デジタルマップ(中田・今泉，2002)に記されている活断層地表トレースデジタルデータ
をベースに 18 のブロックモデルの構築し、AIC により、最適なブロックモデルを選択した（図３－９－①－２）。上記のデータと最適化されたブロックモデルを用いて、ブ
ロックモデル間の滑り遅れの分布を推定した（図３－９－①－３）。解析の結果、フィ
リピン海プレートの沈み込みの固着率は空間的に不均質な分布をしていることが明らかになった。また、先行研究（Yokota et al., 2016）では濃尾平野直下に強いカップリングが見られたが、ブロック運動を同時推定することで、濃尾平野直下ではカップリ
ングしていないことが明らかになった。さらに、三重県沖には弱いカップリング領域が推定されており、海底地殻変動のデータの精度は検討の課題ではあるが、観測データを精査した結果、弱いカップリング領域である可能性が高い。その一方、本研究で推定された、中央構造線沿いの滑り遅れ分布と相対運動は先行研究（Tabei et al., 2002）とよい一致を示した（図３－９－①－４）。
過去の測地測量データには多くの誤差が含まれている。それらを効率的に検出し、修正できる手法の構築を試みた。検討した手法は水準測量データを用いて、固着 分布の時
空間発展を計算し、大きな誤差を持ったデータセットを取り除いた上で、再度固着分布の時空間発展を計算し、顕著な誤差がでるデータセットがなくなるまで繰り返す。しか319

しながら、このアルゴリズムでは、修正されたデータの閉合差を取った時にデータの整合性がとれず、うまく機能しないことがわかった。よって、大きな変動をもつ、データセットも削除されてしまうため、異なる手法の検討が必要である。

図３－９－①－１ ブロック運動解析に使用した地殻変動場データセット320図３－９－①－２

評価したブロックモデル群と AIC によって最適化されたブロック
モデル（右下図）

図３－９－①－３推定されたフィリピン海プレート上面でのカップリングの空間分布
321図３－９－①－４

推定された各ブロックの剛体運動とすべり欠損速度2) 2011 年東北地方太平洋沖地震に先行する加速的地殻変動の検討
プレート境界で巨大地震が繰り返し発生する間の地殻変動は、次の地震発生へ向けた準備過程を反映すると考えられ、その理解は将来の大地震に備える上で重要である。最も単純な地震サイクルモデルでは地震間の地殻変動速度は常に一定と仮定するが 、時間変化する地震間地殻変動の例が数多く見つかっている。その１つとして、2011 年に発生した東北地方太平洋沖地震の前に、本震の震源域周辺で海溝向きの地殻変動が加速していたという報告がある（Mavrommatis et al., 2014; 2015）。地震に先行する加速的地殻変動は、大地震の前兆現象として提唱されており（例えば Stuart, 1988）、こうした観測例は地震間の地殻変動や大地震の先行過程の理解に重大な意義を有している。上記の先行研究では、国土地理院による GPS 観測網（GEONET）のルーチン解析結果（F3解）の水平成分に注目した解析が行われていたが、こうした先行的な変化は上下変動も伴うと予想される。加速的地殻変動がプレート境界における固着・すべりの時間変化により生じるのであれば、上下変動データは固着・すべりの変化が生じた位置を特定する上で重要な拘束を与えると期待される。また、上下変動の議論は、水準測量や潮位観測
データが過去 100 年以上にわたって存在するため、GPS 観測が開始された 1990 年代中頃よりも時間をさかのぼった議論を行える可能性がある。こうした理由から、特に上下変動成分に注目して加速的地殻変動の検討を実施した。
まず、GEONET の F３解を用いた上下変動の解析を試みた。1996 年～2010 年の期間を、
2003 年を境として前後２つに分け、それぞれの期間について上下変位の時系列を直線近似して上下変位速度を求め、２期間の速度の差を求めた。その結果は図３－９－①－
５に示す通りで、前半と後半を比較すると太平洋岸は変化が見られないが、日本海側で隆起が加速していたという結果になった。この結果は地球物理的な解釈が困難であり、２つの期間で GPS による上下速度を同じ地域の潮位変化と比較すると、期間により傾向
322

が異なっていた。そこで、GPS の解析結果に何らかのバイアスが含まれているのではな
いかと考え、F3 解とは独立な再解析を実施した。
再 解 析 で は 、 各 観 測 点 の デ ー タ を 独 立 に 処 理 す る 精 密 単 独 測 位 法 （ Precise Point
Positioning, PPP） を 用いた 。解 析に 使用 し たソ フ トウ ェア は Bernese version 5.2である。衛星の軌道暦および時計誤差は、ドイツの GFZ が ITRF2008 座標系に準拠して統一的に再処理して得た結果を用いた。解析対象は東北地方の GEONET 観測点 82 点である。解析により得られた座標時系列は F３解とほぼ同様の再現性を有しており、2000年以前では F３解より良い再現性を示す場合もある。この座標値を用いて求めた上下変位の加速度を同様な手順で F３解から求めた結果との比較を図３－９－①－６に示す。
既に述べた通り、F３解では日本海側で隆起の加速が見られていたが、PPP 解では逆に太平洋側の加速的沈降を示す結果となった。また、太平洋岸で沈降の加速が見られた場
所は、先行研究で海溝向きの加速的変位が見られていた範囲とほぼ対応する。
以上の結果は、この加速的な地殻変動がプレート境界の固着・すべり変化に起因すると仮定すれば、その変化は逆断層的なすべりが加速するセンスで、そうした加速が起きていたのは太平洋岸の海岸線付近よりも東のプレート境界の深さ 50km 付近より浅い部分であることを示す。なぜなら、陸域の地下で加速すべりが生じると、太平洋岸は隆起するないし中立的であると考えられるからである。日本海溝に沿ったプレート境界面では 、 従 来 か ら GPS デ ー タ を 用 い た プ レ ー ト 間 固 着 の 推 定 が 行 わ れ て い た （ 例 え ば
Nishimura et al., 2004, Suwa et al., 2006, Hashimoto et al., 2009）。これらのうち、GPS による地殻変動速度の上下成分を含む３成分を用いた解析（Suwa et al., 2006）
では陸域下の深部まで固着が及んでいるという結果が得られたのに対し、水平成分のみを用いた解析（Nishimura et al., 2004, Hashimoto et al., 2009）では、固着域は海岸線よりも東側の浅部に限られていた。地震前の加速的すべりがプレート境界の深さ50km 付近よりも浅部のみで発生していたとすれば、固着域は 50km よりも深い陸域下まで及んでいなかったと考える方が合理的である。この推定は、2011 年東北地方太平洋沖地震の地震時破壊が深さ 50km より浅部に限られること（例えば Yagi and Fukahata,2011）、地震後に生じている余効変動から粘性緩和の影響を差し引いた結果から推定される余効すべり分布が陸域の下には殆ど及んでいないこと（Sun and Wang, 2015）、といった観測事実と整合的である。
地震前に起きる加速的地殻変動は、大地震の直前予知につながると考えられてきた（例えば Kato and Hirasawa, 1999）。1944 年東南海地震では、この加速的変化が２～３日程度の時定数を持つと推定され、長く東海地震の直前予知が可能である根拠とされてきた（Mogi, 1984）。本研究を通して、加速的地殻変動が生じていた可能性は高まったとは言えるが、その加速的変化の時定数は 10 年単位であり、この結果を見る限りこうした観測に基づく直 前予知は困難と言わざ るを得ない。Kato and Hirasawa (1999)
は、プレート境界の摩擦構成則を仮定して前兆的地殻変動を示す数値シミュレーションを行ったが、加速的変化の時定数そのものは、従来通り東南海地震のケースを念頭に設定されていた。実験室で得られた摩擦構成則を大地震に適用するためには適切なスケー
リング則を導入することが必要であるが、特定の観測事例に特化した最適化を行うこと
323

により、実際の現象とはかけ離れた計算となってしまっていたとも考えられる。 2011年東北地方太平洋沖地震の前の観測データは、M９クラスの超巨大地震に先行する地殻
変動変化を精確に記録した初めての例であり、今後、こうした事例を再現するような数値モデルを検討していく必要がある。

図３－９－①－５

GEONET の F３解に基づく上下変位速度の変化。日本海側が 2003 年

以前の停滞から隆起に転じている一方、太平洋側は変化が見られない。

図３－９－①－６

1996 年～2010 年における上下変位の加速度分布。左：F３解に基づく結果。右：PPP 解に基づく結果。PPP 解では、日本海側では加速が見られず、太平洋側で沈降が加速していたことを示す結果が得られた。
324

(c) 結論ならびに今後の課題
本年度は前年度に開発したブロック運動解析プログラムを GEONET と海底地殻変動データに適用した。その結果、フィリピン海プレート上面の不均質な滑り遅れ分布が得られた。海底地殻変動のデータの精度に問題はあるが、三重県沖に固着が小さい部分があることがわかった。今後の海底地殻変動のデータの蓄積が望まれる。また、内陸部のブロック運動を考慮したことで、約 30km 以深では大きな固着域は認められなくなった。一方、過去の測地測量データを自動的に整理するアルゴリズムを構築した。しかしながら、クリーニングしたデータセットに対して、閉合差をとると、大きな誤差がでることから、異なるアルゴリズムの検討が必要である。
国土地理院の GEONET のルーチン解とは独立な方法で再解析した時系列に基づき、2011 年東北地方太平洋沖地震に先行して、東北地方の太平洋沿岸部で加速的な沈降が生じていたことを明らかにした。この結果は、プレート境界の加速すべりが深さ 50km
付近よりも浅い場所を中心として生じていたことを示唆しており、プレート境 界の固着分布に対しても制約を与える。水平方向の加速度データと合わせた解析により、加速すべりの空間分布を推定していくことは次年度の課題である。さらに、潮位記録や水準測量データを参照することで、この加速的沈降がいつから始まったのか明らかにすること、こうした 10 年単位の加速すべりを再現するようなプレート境界の摩擦パラメータ推定などが今後の課題として挙げられる。
(d) 引用文献
1) Bird, P., An updated digital model of plate boundaries, Geochemistry
Geophysics Geosystems, 4(3), 1027, doi:10.1029/2001GC000252, 2003.
2) 中 田 高 ・ 今 泉 俊 文 , 活 断 層 詳 細 デ ジ タ ル マ ッ プ , 東 京 大 学 出 版 会 , ISBN:
978-4130607407, 2002.
3) Yokota, Y., Ishikawa,T., Watanabe, S., Tashiro, T. and Asada A., Seafloor
geodetic constraints on interplate coupling of the Nankai Trough megathrustzone, Nature, 534, 374–377, doi:10.1038/nature17632, 2016.
4) Tabei, T., Hashimoto, M., Miyazaki, S., Hirahara, K., Kimata, F., Matsushima,T., Tanaka, T., Eguchi, Y., Takaya, T., Hoso, Y., Ohya, F., and Kato, T.,
Subsurface structure and faulting of the Median Tectonic Line, southwest Japan
inferred from GPS velocity field, Earth Planets Space, 54, 1065-1070, 2002.
5) Mavrommatis, A. P., P. Segall, and K. M. Johnson, A decadal -scale deformationtransient prior to the 2011 Mw9.0 Tohoku-oki earthquake, Geophys. Res. Lett.,
41, 4486-4494, 2014.
6) Mavrommatis, A. P., P. Segall, N. Uchida, and K. M. Johnson, Long -term
acceleration of aseismic slip preceding the Mw9 Tohoku -oki earthquake:constraints from repeating earthquakes, Geophys. Res. Lett ., 42, 9717-9725,
2015.
325

7) Stuart, W. D., Forecast model for great earthquakes at the Nankai Troughsubduction zone, PAGEOPH, 126, 619-641, 1988.
8) Nishimura, T., T. Hirasawa, S. Miyazaki, T. Sagiya, T. Tada, S. Miura, andK. Tanaka, Temporal change of interplate coupling in northeast Japan during
1995-2002 estimated from continuous GPS observations, Geophys. J. Int., 157,
901-916, 2004.
9) Suwa, Y., S. Miura, A. Hasegawa, T. Sato, and K. Tachibana, Interplate coupling
beneath NE Japan inferred from three-dimensional displacement field, J.
Geophys. Res., 111, doi:10.1029/2004JB003203, 2006.
10) Hashimoto, C., A. Noda, T. Sagiya, and M. Matsu’ura, Interplate seismogenic
zones along the Kuril-Japan trench inferred from GPS data inversion, Nature
Geoscience, 2, 141-144, 2009.
11) Yagi, Y. and Y. Fukahata, Rupture process of the 2011 Tohoku-oki earthquake
andabsolute

elastic

strainrelease,Geophys.

Res.

Lett.,

38,

doi:10.1029/2011GL048701, 2011.
12) Sun,

T.,

and

K.

Wang,

Viscoelastic

relaxation

followingsubduction

earthquakes and its effects on afterslip determination, J. Geophys. Res., 120,1329-1344, 2015.
13) Kato, N., and T. Hirasawa, A model for possible crustal deformation prior to
a coming large interplate earthquake in the Tokai district, central Japan,
Bull. Seismo. Soc. Am., 89, 1401-1417, 1999.
14) Mogi, K., Temporal variation of crustal deformation during the days precedinga thrust-type great earthquake—the 1944 Tonankai earthquake of magnitude 8.1,
Japan, PAGEOPH, 122, 765-780, 1984.
②東北地方太平洋沖地震前後の地殻活動の特徴抽出
(a)

業務の要約

東北地方の海陸地殻変動観測・地震データを用いて、2011 年東北地方太平洋沖地震(以下、東北沖地震)の発生以前および以降に発生したプレート間固着強度の時空間ゆらぎの予測実験を継続して進めた。
まず、東北沖地震前後のプレート境界での地震活動について検討を進めた。その結果、東北沖地震による余効すべりによる非地震性すべり速度の増加にともなって、それまで地震が発生していなかったところに新たに地震が起こったことがわかった。このような現象は条件付き安定の性質によるものと考えられる。また、東北沖地震が、釜石沖地震に与えた影響についても調べた。東北沖地震後の地震発生間隔が極端に短くなった期間においても地震サイクル後半の微小地震活動の活発化が見られ、固着域内部およびごく近傍での地震活動が、固着域での固着状況の時間発展という同一の物理過程に支配されている可能性を示唆する。
また、 ゆっく り地震 の 一種であ る超 低周波 地 震 (Very Low Freqnency Earthquake,
326

VLFE) の震源特性を日本海溝の海溝軸近傍に設置された短周期海底地震計を用いて明らかにした。具体的には 2011 年東北沖地震以降の短周期海底地震観測データにもとづき、VLFE は同規模通常地震と比較した場合、１ Hz 程度での帯域に比べて２～４Hz の帯域での強度の減少が大きく、同規模の通常地震に比べはるかに小さなコーナー周波数を持つ可能性が高いことを明らかにした。日本海溝における VLFE の存在は、近年新たに報告されたものであり、それらの活動様式を VLFE 発生域近傍における観測に基づいて明らかにできたことは、日本海溝におけるプレート間固着強度の時空間ゆらぎを知る
上できわめて重要な成果である。
さらに、海底水圧計を用いたプレート間固着強度の時空間ゆらぎの予測の高度化を目的とした海底水圧計に含まれる長期機器ドリフト成分の客観把握手法の開発を進めた。その結果、事前に長期機器ドリフト成分を実験室環境下で正確に把握可能であること、および、それが実海域データの結果とも大局的には一致することを明らかにした。
(b) 業務の成果
1) 東北沖地震前後のプレート境界地震の活動
東北沖地震によりその周辺で大きな余効すべりが発生した。この余効すべりの地殻活動に関する影響を調べるため、岩手県沖において長期のプレート境界地震活動の推移を調査した。その結果、東北沖地震前の約 80 年間にプレート境界地震がほとんど起きていなかった領域で東北沖地震後プレート境界地震が発生していることがわかった（図３－９－②－１）。さらに、2003 年以降について、ダブル・ディファレンス法を用いた震源再決定をしたところ、地震の出現やその後の消滅過程が明らかになった（図３－９－②－２）。この現象は、非地震性すべり速度の増加にともなって、それまで地震が発生していなかったところに新たに地震が起こったことを示す。このような現象
は、地震の発生場所や規模を推定する上で、非地震性すべりによる載荷レートが重要な役割を果たす場合があることを示す (Hatakeyama et al., 2017)。

327

図３－９－②－１

2011 年東北地方太平洋沖地震前（a：1923 年以降、青系統色）および地震後(b：2014 年まで、赤系統色)の地震活動。丸のサイズはおおよその断層サイズを示す。色の濃淡は、プレート境界の地震であると確認されたもの（濃い色）および、メカニズム解等のデータがないプレート境界地震である可能性もあるもの（薄い色）を示す。

図３－９－②－２

岩手県沖の 39.85N, 142.35E 付近における東北沖地震前の地震活動（a）および、地震後(b-d) の地震分布。(e)と(f)は、M−T 図を示す。東北沖地震後
M６弱の地震が発生し(b)、その後地震の規模が小さくなっていった。
328

2) 東北沖地震直後の釜石沖での地震活動
岩手県釜石沖の繰り返し地震では、地震サイクル後半に小地震活動が活発化する傾向がある。しかし、東北沖地震後の地震発生間隔が極端に短くなった期間においては、
同じような活動があるのかどうかは明らかになっていない。そこで、2011 年３月 11日から４月 13 日までの 34 日間の連続波形データに対し Matched Filter 法（MF 法）を適用し、25 個の地震を検出した（図３－９－②－３）。このうち 18 個は気象庁一元化カタログに未記載の地震であった。 MF 法の性質から、これらの地震は M4.8 前後の地震の繰り返しで知られていた釜石沖の繰り返し地震の極近傍で発生した地震であると考えられる。得られた地震活動は、これまでの約６年に比べ、繰り返し間隔が９～23 日と極端に短くなっている時期においても、地震サイクル後半の活動が活発 な傾向が保存されていたことを示す（図３－９－②－３）。地震サイクルにおける小地震の活動の静穏化・活発化が釜石沖の本震の繰り返し間隔に依存しないという結果は、このような活動が、固着域内部での固着状況の時間発展という同一の物理過程に支配されている可能性を示唆する (奥田・他，in review)。

329

図３－９－②－３

岩手県沖の釜石沖の地震クラスターでの東北沖地震前 (a)と東北沖地震後の最初の地震サイクル(b)およびその次の地震サイクル(c)での地震活動。
3) 日本海溝における超低周波地震 (VLFE) の震源特性把握に関する研究
超低周波地震 (VLFE) は、断層面のゆっくりすべりの一種であり、これまでに南海
トラフ等でその活動が見出されてきた。例えば南海トラフではプレート境界の固着域の 深 部 延 長 や 海 溝 軸 近 傍 の 付 加 体 内 部 な ど で VLFE の 発 生 が 確 認 さ れ て い る 。
Matsuzawa et al. (2015) は陸上の広帯域地震計記録を精査することによって、これまで活動が見出されていなかった日本海溝における VLFE の活動を明らかにした。その330

一方で、Matsuzawa et al. (2015) の結果では VLFE によると考えられる信号レベルはノイズレベルとほぼ同等であり、VLFE の震源特性を明らかにすることは難しかった。
そうした観点から、本研究では日本海溝に設置された短周期地震計を用いて、Matsuzawa et al. (2015) が見出した VLFE の震源特性について新たな知見を得た。対象としたのは 2011 年東北地方太平洋沖地震後の岩手－青森沖の海溝軸近傍における
VLFE である。VLFE の震源特性を把握するために、VLFE と近い震源で発生した通常地震とのスペクトル比を取った。その結果、VLFE は同規模通常地震と比較した場合、１Hz 程度での帯域に比べて２～４Hz の帯域での強度の減少が大きく、同規模の通常地震に比べはるかに小さなコーナー周波数を持つ可能性が高いことを明らかにした (図３－９－②－４) 。こうした特徴は一般的に考えられているゆっくり地震の震源特性と整合する結果であり、そうした特徴を短周期海底地震計のみで見出したことは、2011
年東北地方太平洋沖地震後のプレート境界におけるプレート間固着のゆらぎを考える上で重要な成果であると考えられる。

図３－９－②－４

５つの短周期 OBS で得られた VLFE と VLFE の近傍で発生した通常の地震との震源スペクトル比。各図がそれぞれの観測点 (OBS)での結果を示し、VLFE
イベントごとに異なる色の線で示す。灰色のハッチを掛けた周波数帯域はノイズレベ
ルが大きく議論が難しい帯域を示す。
4) 実験室環境における海底水圧計データ長期ドリフト特性把握に関する研究
プレート境界における固着ゆらぎを正確に捉えるためには、海底における地殻変動観測がきわめて重要である。海底水圧計 (OBP) は上下地殻変動を連続的に観測可能な観測手段であるが、一方で OBP によって得られる水圧データには機器特有のドリフト成331

分が重畳し、真の地 殻 変動との分離が困難 と いう問題が存在する 。 東北大学が 2011年東北地方太平洋沖地震前後に日本海溝に設置した自己浮上式の OBP においてもこれら長期ドリフトの取り扱いが問題となっている。こうし た観点から本年度は、実験室環境下で正確な圧力を生成し、それを OBP センサーに印加することで、OBP センサーの長期ドリフト特性を試みた。さらにそれら長期ドリフト特性を用いて実海域における長期ドリフトを除去できるかについて検討を行った。室内実験には産業技術総合研
究所計量標準総合センターが保有する重錘形圧力天びんを用いた。当該の圧力天びんを用いて水深 7,000m に相当する 70MPa を OBP センサーに印加した。OBP センサーにはParoscientifc 社の圧力センサーを用いた。得られた長期ドリフト特性はおおむね指数関数と多項式の重ね合わせで説明な結果となった。さらに実海域データからそれら
長期ドリフト特性を除去するために、ドリフト特性を示す時系列に対して指数関数と多項式の重ね合わせによる関数を当てはめ、その係数を求めた。この時に最適な多項式の次数は AIC (赤池情報量基準) を用いて求めた。長期ドリフト成分の除去は日本
海溝の水深約 6,900m に設置した OBP のデータ (ADM1A 観測点) に対して行った。この
水深は実験室環境で長期ドリフト特性推定のために与えた 70MPa に近い圧力環境である。ドリフト除去は、上で係数を推定した関数で潮汐補正を行った OBP データから差引くことで行った。得られた結果を図３－９－②－５に示す。図３－９－②－５を見ると、赤色線で示される残差時系列の傾きが除去できていることが分かる。より定量
的にドリフト除去の効果を見るために、OBP 設置直後を除いた期間 (図中薄青色ハッチ部分 ) に 対し て線 形 回帰を 行っ たと ころ 、 地殻変 動量 に換 算し て +1.2±0.063 mm/
年という値となり、仮に室内実験で正確にドリフト特性が把握できているとするならば、この観測点で地殻変動はほぼゼロという結果となった。今回用いた実 海域データ
は 2011 年東北地方太平洋沖地震後のデータであり、余効変動等の影響が含まれていることも十分に考えられる。そのため一概にこの結果だけでドリフト成分が完全に除去可能と結論付けることは難しいものの、室内実験による OBP の長期ドリフト特性把握の可能性を示す結果と考えられる。

332

図３－９－②－５

実験室環境で推定した長期ドリフト特性を用いて実海域データにおける長期ドリフトの除去を試みた例。紫色の線が ADM1A 観測点における OBP による
相対水圧値。緑色の線が潮汐補正後の時系列。黄色の線が実験室環境下で推定 した長期ドリフト特性。赤色線が緑色の時系列から黄色線の時系列を差し引いたもの。おおむねドリフトを除去できていることが分かる。薄青色でハッチを掛けた部分はドリフ
ト除去後の時系列に対して線形回帰を行った期間を示す。
(c) 結論ならびに今後の課題
H29 年度は東北地方の海陸地殻変動観測・地震データを用いて、 2011 年東北地方太平洋沖の発生以前および以降に発生したプレート間固着強度の時空間ゆらぎの予測実
験を継続して進めた。2011 年東北地方太平洋沖地震前後のプレート境界での地震活動について検討を進め、東北沖地震による余効すべりによる非地震性すべり速度の増加にともなって、それまで地震が発生していなかったところに新たに地震が起こったことを明らかにした。また、東北沖地震が、釜石沖地震に与えた影響についても調べ、東北沖地震後の地震発生間隔が極端に短くなった期間においても地震サイクル後半の微小地
震活動の活発化が見られ、固着域内部およびごく近傍での地震活動が、固着域での固着
状況の時間発展という同一の物理過程に支配されている可能性を示唆した。また、ゆっくり地震の一種である超低周波地震 (VLFE) の震源特性を日本海溝の海 溝軸近傍に設置された短周期海底地震計を用いて明らかにした。具体的には 2011 年東北地方太平洋沖地震以降の短周期海底地震観測データにもとづき、VLFE は同規模通常地震と比較した場合、１Hz 程度での帯域に比べて２～４Hz の帯域での強度の減少が大きく、同規模の通常地震に比べはるかに小さなコーナー周波数を持つ可能性が高いことを明らかにした。日本海溝における VLFE の存在は、近年新たに報告されたものであり、それらの活動様式を VLFE 発生域近傍における観測に基づいて明らかにできたことは、日本海溝
333におけるプレート間固着強度の時空間ゆらぎを知る上できわめて重要な成果である。さ
らに、海底水圧計を用いたプレート間固着強度の時空間ゆらぎの予測の高度化を目的とした海底水圧計に含まれる長期機器ドリフト成分の客観把握手法の開発を進めた。その結果、事前に長期機器ドリフト成分を実験室環境下で正確に把握可能であること、および、それが実海域データの結果とも大局的には一致することを明らかにした。
このように東北地方太平洋沖地震前後のプレート間固着強度の時空間ゆらぎ等に関する諸情報に関する整理は確実に進みつつある。次年度以降もこれらの知見の整理 を着実に進め、そうした知見を、シミュレーションを通じた地震発生予測の高度化に結びつける作業を継続して実施する必要があると考える。
(d) 引用文献
1) Hatakeyama, N., N. Uchida, T. Matsuzawa, and W. Nakamura, Emergence anddisappearance of interplate repeating earthquakes following the 2011 M9.0
Tohoku-oki earthquake: Slip behavior transition between seismic and aseismic
depending on the loading rate, J. Geophys. Res., 122(7), 5160 -5180,
doi:10.1002/2016JB013914, 2017.
2) 奥田貴・内田直希・浅野陽一, Matched Filter 法を用いた 2011 年東北地方太平洋
沖 地 震 直 後 の 小 地 震 の 検 出 – 釜 石 沖 繰 り 返 し 地 震 ク ラ ス タ ー へ の 適 用 – ,inreview.
3) Matsuzawa, T., Y. Asano, and K. Obara, Very low frequency earthquakes off the
Pacific coast of Tohoku, Japan, Geophys. Res. Lett., 42(11), 4318 –4325,
doi:10.1002/2015GL063959, 2015.
③予測システムの検証・予測試行実験(a) 業務の要約
プレート境界すべりの推移予測の妥当性検証と予測の試行に向けて、シミュレーションデータベースに多様性を与えるために、日本海溝域での地震発生サイクルシミュレーションを実施した。観測とは異なるシナリオを追加するために、Nakata et al. (2016)
で再現していた M７クラスの地震を仮定しないモデルを複数パターン作成した。より観測と整合的なシナリオを追加するために、観測から明らかになってきた周期的なスロー
スリップや重力異常の値から示唆されるプレート境界面上の摩擦不均質を反映させたモデルを作成したところ、M９クラス地震震源域の南北への広がり方が、その周囲でのスロースリップの挙動に影響を与えていることを確認できた。
(b) 業務の実施方法
プレート間固着強度の時空間ゆらぎの同化の模擬テストを行うために必要なシミュ
レーションデータベースを蓄積する。これは、既に構築した日本海溝地域のモデル(Nakata et al., 2016)を基に、摩擦パラメータ A (= aσ)、B (= bσ)、L（特徴的すべり量）について様々な空間分布を仮定して、地球シミュレータを用いた地震発生サ334

イクルのフォワード計算によって行う。フォワード計算では、プレート境界で発生する地震の繰り返しを、プレート相対運動からのずれの蓄積と解放過程としてモデル化する(e.g., Rice, 1993)。プレートの相対運動に起因するすべりによって生じる準動的近似でのせん断応力変化と、強度の変化に伴うすべりの時空間変化を計算する。プ
レート境界面の摩擦は、すべり速度・状態依存摩擦則(Dieterich, 1979)に従うと仮定
し 、 断 層 の 構 成 則 は Nakatani (2001)に 従 う と 仮 定 し た 。 強 度 の 時 間 発 展 則 に は 、
slowness (aging) law (Dieterich, 1979; Ruina, 1983)を用いた。地震波の放射によるエネルギーの減衰を準動的に近似する項（ダンピング係数）は、小さめの値を仮定した(Thomas et al., 2014)。
Nakata et al. (2016)では、摩擦パラメータの空間分布は、M７クラスの地震の震源域を円で、M９クラスの 地震の震源域を矩形で 近似し、周囲よりも不 安定な摩擦条件（A-B < ０、 L 小）を仮定していた。これらの地震の震源域以外の領域は、一様な分布を仮定していた。
本年度は、５つ設定していた M７クラスの地震を仮定しないモデル（例えば、図３－９－③－１、３－９－③－２）を複数パターン作成し、観測と明らかに異なる シナリオを追加した。さらに、より観測された特徴に近いシナリオを作成するために、観測 か ら 明 ら か に な っ た 周 期 的 な ス ロ ー ス リ ッ プ の 周 期 の 空 間 分 布 (Uchida et al.,2016)および、重力異常分布 (Hino et al., 2017)で示唆される不均質な分布を、地震の震源域以外の領域に反映させた。モデル１では、 A-B は Nakata et al. (2016)と同
じ条件のままにしたうえで、スロースリップの周期の短いところで L を小さくした（図３－９－③－３）。モデル２では浅部の重力異常値Δ GA>-10 の部分に、M９クラスの地震を起こしやすい摩擦条件を設定した（図３－９－③－４）。

図３－９－③－１

M７クラスの地震を１つも仮定しない摩擦条件の例。(a)A-B。

(b)L。星印は 2011 年東北地方太平洋沖地震の震央。

335

図３－９－③－２

宮城県沖・福島県沖・茨城県沖には M７クラスの地震を仮定しない摩擦条件の例。(a)A-B。(b)L。

図３－９－③－３

モデル１の摩擦条件。(a)Uchida et al. (2016)を参考にした摩擦パ

ラメータ分布 (A-B)。(b)Uchida et al. (2016)を参考にした摩擦パラメータ分布 (L)。
(c)スロースリップ周期の空間分布 (Uchida et al. (2016)より作図)。図中の赤色と緑色の×印は、図３－９－③－６、９ですべり速度の時間変化を求めた地点を示す。

図３－９－③－４

モデル２の摩擦条件。Hino et al. (2017)を参考にした摩擦パラ
メータ分布。(a)A-B。(b)L。
336

(c) 業務の成果
M７クラスの地震を１つも仮定しない場合（図３－９－③－１）、2011 年３月９日のような前震や、宮城県沖地震などは発生せず、M９クラスの地震だけが繰り返すシナリオを得た。宮城県沖・福島県沖・茨城県沖には M７クラスの地震を仮定しない摩擦条
件の場合（図３－９－③－２）、M９クラス地震の繰り返し間隔や、M９クラス地震前の前震については、Nakata et al. (2016)と大きく変わらないシナリオを得た。これらの結果も、シミュレーションデータベースに追加した。
モデル１では、Nakata et al. (2016)に比べて、M９クラス地震のすべり域が南へ拡がり、規模が M9.2 とやや大きくなった（図３－９－③－５）。繰り返し間隔は約 40
年長くなった（図３－９－③－６）。M９クラス地震発生後約 200 年間は広域にわたって固着していた（図３－９－③－６（１））が、その後、M９クラス地震震源域の北部（三陸沖浅部）や南部（福島県域浅部）において、プレートの沈み込み速度より遅い
すべり速度のふらつきが見られた（図３－９－③－６（２））。しかし、その多くは、福島県沖深部における M７クラス地震の余効すべりによるものであった。その後、ややすべり速度の速いスロースリップ（図３－９－③－６（３）、図３－９－③－７）が発生し、再び固着した（図３－９－③－６（４））。その固着がはがれた後、加速しな
がら M９地震発生に至る様子が見られた（図３－９－③－６（５））。
モデル２では、Nakata et al. (2016)に比べて、M９クラス地震のすべり域が狭くなり、規模が M<９とやや小さくなった（図３－９－③－８）。繰り返し間隔は約 170 年短くなった（図３－９－③－９）。M９地震後しばらくは、モデル１の場合と同様の変化を示した（図３－９－③－９（１））。しかし、図３－９－③－６（３）と図３－９－③－６（４）のような、規模の大きなスロースリップとそれに伴う 100 年程度の固着は、このモデルでは見られなかった。

図３－９－③－５

モデル１で得られた T=800 年頃の M9.2 の地震時すべり分布。図中の青・赤・緑・灰色の×印は、図３－９－③－６ですべり速度の時間変化を求めた地
点を示す。
337

図３－９－③－６

モデル１で得られた M９地震間のすべり速度の時間変化。黒線は M９地

震震源域内。青線が福島県沖地震震源域。赤線が福島県沖浅部。緑線が三陸北部浅部。

図３－９－③－７

モデル１で得られた T=1530 年頃のすべり速度分布。緑色の部分はスロースリップが発生しているエリア、青色の部分は固着していることを示す。

338

図３－９－③－８

モデル２で得られた T=1100 年頃の M8.9 の地震時すべり分布。

図３－９－③－９

モデル２で得られた M９地震間のすべり速度の時間変化。

(d) 結論ならびに今後の課題
南海トラフや日本海溝でのプレート境界すべりの推移予測の妥当性検証と予測の試行に向けて、日本海溝地域において地震発生サイクルシミュレーションデータベースの蓄積を行い、M９クラス地震震源域周辺で、周期的なスロースリップが発生するためには、M９クラス地震のすべり域をより正確に再現することが重要であることを示唆する結果が得られた。
現在のシミュレーションで再現している事象の問題点を洗い出して、摩擦条件やモ
デルパラメータを改善し、南海トラフ地域での試行実験に反映できる知見を得る必要がある。さらに多くのモデルで計算してシミュレーションデータベースを増やすとともに、多数のシナリオにもとづいた今後の地震発生についての確率評価方法を検討することが、今後の課題である。また、観測に基づく知見とより整合するモデルを得るために、
本「データ活用予測研究」課題で整理された観測データおよび開発された逐次データ同339

化手法を取り入れながらパラメータ探索範囲を広げて、摩擦パラメータのチューニング
を行うことが必要である。
(e) 引用文献
1) Nakata, R., Hori, T., Hyodo, M., and Ariyoshi, K., Possible scenarios foroccurrence of M~7 interplate earthquakes prior to and following the 2011
Tohoku-Oki earthquake based on numerical simulation, Scientific Reports, 6,25704, doi:10.1038/srep25704, 2016.
2) Rice, J. R., Spatio-temporal complexity of slip on a fault, J. Geophys. Res.,
98(B6), 9885-9907, 1993.
3) Dieterich, J. H., Modeling of rock friction, 1. Experimental results andconstitutive equations, J. Geophys. Res., 84, B5, 2161 -2168, 1979.
4) Nakatani, M., Conceptual and physical clarification of rate and state
friction: Frictional sliding as a thermally activated rheology, J. Geophys.
Res., 106(B7), 13347-13380, 2001.
5) Ruina, A., Slip instability and state variable friction laws, J. Geophys. Res.,
88(B12), 10359-10370, 1983.
6) Thomas, M. Y., N. Lapusta, H. Noda, and J.-P. Avouac, Quasi-dynamic versus
fully dynamic simulations of earthquakes and aseismic slip with and without
enhancedcoseismic

weakening,J.

Geophys.

Res.,

19,

1986 –2004,

doi:10.1002/2013JB010615, 2014.
7) Uchida, N., T. Iinuma, R. M. Nadeau, R. Burgmann, and R. Hino, Periodic slow
slip triggeres megathrust zone earthquakes in northeastern Japan, Science,
351, 6272, 488-492, doi:10.1126/science.aad3108, 2016.
8) Hino, R., S. Kodaira, T. Kanamatsu, M. Shinohara, and Y. Ito, Along-strike
segmentation of Japan Trench and its relevance to co - and postseismic slipof the 2011 Tohoku Earthquake, JpGU, SSS04-27, 2017.
④余効すべり・過去のゆっくりすべり同化手法の開発(a) 業務の要約
1) MCMKF（モンテカルロ混合カルマンフィルタ）によるすべり推定（東海 SSE）
GNSS 等による地殻変動の連続時系列データから断層のすべりの時空間変化を推定する手法である改良型のネットワークインバージョンフィルター（モンテカルロ混合カ
ルマンフィルタ、以下 MCMKF）(Fukuda et al., 2008)を、1996 年から 2016 年の東海地方の GNSS 時系列データに適用し、プレート境界で発生するスロースリップイベント (以下、SSE)の時空間変化を推定した。その結果、43 個の短期的 SSE が検出された。特に、モーメントマグニチュード(Mw)６程度の短期的 SSE におけるすべり域の移動が GNSS データのみから推定できたのは本研究が初めてである。このような小規模の SSE においても、すべりの時空間発展が推定できたことは、MCMKF の優位性を示すものである。
340

2) EnKF（アンサンブルカルマンフィルター）による摩擦パラメータ推定とすべり発展予測（豊後水道 SSE：数値実験）
SSE の活動は外部からの応力に敏感で、応力計として注目され (Obara and Kato, 2016)、
SSE 域の摩擦パラメータ推定およびすべり発展予測は、巨大地震震源域における 応力状態を調べる上で大きな意味を持つ。そこで、H28 年度に引き続き、豊後水道 SSE 領域においてアンサンブルカルマンフィルター（EnKF）適用の可能性を探る数値実験を行った。
その際、初期アンサンブルメンバーの設定法を改善し、また南海地震震源域における固着を考慮するパラメータを導入し、より現実的な手法を開発し、 GEONET 観測点分布に対し数値実験を行った。その結果、初期アンサンブルメンバーへの解の依存性が軽減し、また固着域を設定した場合でも、摩擦パラメータの推定、および LSSE 域のすべり発展に加え、固着域のすべり遅れ速度の推定に成功し、現実データ適用への準備が整った。
(b) 業務の成果
1) MCMKF（モンテカルロ混合カルマンフィルタ）によるすべり推定（東海 SSE）
1996 年１月から 2016 年 12 月までの期間において、東海地方の GEONET 観測点 222
点と GPS 大学連合が設置した 19 点の GNSS データから日座標値を算出し、定常トレン
ドと地震やアンテナ 交 換に伴うオフセット 、 季節成分を推定・除 去 した上で、 MCMKFを用いてフィリピン海プレートと陸側プレートの境界面におけるすべりの時空間発展を推定した。
なお、今回の解析には 2004 年紀伊半島沖地震や 2011 年東北地方太平洋沖地震の余効変動が含まれており、これらの変動を適切に補正しないと、解析結果からはプレー
ト境界すべりに押しつけられてしまうと考えられる。ただし、こ れらの余効変動は数ヶ月以上の継続時間を持つ長期的な変化であり、１ヶ月以下の短期的な変動に対する影響は小さいと考えられる。そこで、今年度はすべりの推定結果のうち、継続時間が１ヶ月以下の短期的 SSE のみに注目することとする。
解析した 20 年間で、推定誤差を超えるすべり速度が得られた短期的 SSE は 43 個であり、一番小さな SSE は、Mw5.5 であるが、ほとんどは Mw6.0 以上である（図３－９－④－１）。図３－９－④－２は、2006 年１月７日頃から 22 日頃に発生した短期的 SSEの推定すべりを示したものである。この短期的 SSE は、伊勢湾を中心としたすべり分
布を示し、駿河トラフの走向方向のすべりの広がりは、同期間に活発化した深部低周波微動の範囲とほぼ等しい。このイベントは、傾斜計データによりすべり域が三重県北部から北東方向に移動し、微動の震源も同じような移動が見られたことが報告されている(Obara and Sekine, 2009)が、GNSS データのみを用いた本研究においても、明瞭なすべり域の北東方向への移動が推定された（図３－９－④－２b）。また、すべりのモーメント速度の時間発展は、微動のエネルギーの時間発展に概ね対応している（図３－９－④－２c）ことがわかった。

341

図３－９－④－１(a)

解析期間 20 年間で検出された短期的 SSE の Mw 毎の頻度分布。
(b)

(c)

図３－９－④－２

2006 年１月７日から 22 日頃に発生した短期的 SSE のすべりと低周波微動の関係。(a)短期的 SSE のすべり分布と（コンター）と低周波微動の震源（赤丸）分布。(b)A-B 断面におけるすべり速度（カラースケール）及び微動震源（黒丸）の時空間発展。(c)すべりのモーメント(赤線)と微動のエネルギー（青棒グラフ）の時
間変化。
342

2) EnKF（アンサンブルカルマンフィルター）による摩擦パラメータ推定とすべり発展予測（豊後水道 SSE：数値実験）
観測データと物理モデルを融合した逐次データ同化の一手法であるアンサンブルカ
ルマンフィルター（EnKF）(淡路・他, 2009)による SSE 領域での摩擦パラメータおよ
びすべりの発展を推定・予測する数値実験を、豊後水道 SSE 領域で数値実験を行った。
図３－９－④－３上左図に、固着域を含む SSE 断層モデルを示す。H28 年モデルに加えて、SSE 断層域（速度弱化 A-B<０）の浅部に南海地震震源域に対応する固着域を設けてある。フィリピン海プレートの収束速度 Vpl＝6.5cm/年に対して、固着域におけるすべり欠損速度 Vlock=6.0cm/年を仮定して、速度状態依存摩擦則のパラメータを調整して、豊後水道 SSE を模して、繰り返し間隔 7.17 年、継続時間 1.67 年となる SSEを発生させた。図３－９－④－３上右図に、LSSE 断層域中心を通る測線上（図３－９－④－３上左図）でのすべり速度発展を示す。また、図３－９－④－３下図に、上右
図の時刻１～６に対応する、SSE 断層面上のすべり速度分布を示す。固着域を設けないモデルでは、円形の速度弱化パッチの中心から円対称で SSE すべりが始まり最大す
べり速度も中心になるが、今回のモデルでは、最大すべり速度域は上側にシフトしているのが特徴である。
このモデルによる GEONET 観測点における地表変位速度を計算し、模擬データとした。
図３－９－④－４にこのモデルから生成された、国土地理院 GEONET 観測点分布および３観測点における模擬観測データ例を示す。
次に、3000 個の各断層セル内のすべり速度（および状態変数）、および一定値とした A、L、パッチ内の B-A の値、固着域におけるすべり欠損速度 Vlock を推定すべきパラメータとして、100 個のアンサンブルメンバーを用いて EnKF により逐次推定した。
その結果を図３－９－④－５に示す。上図から図３－９－④－３左図に示した中心部を通る測線における、仮定したモデルによるすべり速度（Vtrue）とプレート収束速度
Vpl の比、推定したすべり速度（Vest）と Vtrue の比を示す。以下、推定した摩擦パ
ラメータ A、 B-A、 L および固着域におけるすべり欠損速度 Vlock と真値との比を示す。ほぼ２回目の SSE 発生後にほぼ真値に収束していることが分かる。
図３－９－④－５に示した摩擦パラメータ A、B-A、L の初期アンサンブルのばらつ
きから分かるように、設定方法を変えている。H28 年度はあるアンサンブル値の周りに分散を与えて初期アンサンブルメンバー値を設定していた。その場合、初期アンサ
ンブル値によっては収束が遅く、場合によってはすべり発展の計算の際に数値破綻する現象もみられた。そこで、SSE が発生するパラメータ範囲でかつ再来間隔がほぼ５～７年程度になる摩擦パラメータ群から 100 メンバーを抽出して初期アンサンブルメ
ンバーとする方法を取ったので、最初は大きなばらつきをもっているが、かなり早く真値に収束し、また初期メンバー依存性を気にする必要がなくなったと言える。

343

図３－９－④－３

豊後水道 SSE 断層モデルと真値としたすべり発展。

上左図：固着域を含む SSE 断層モデル

速度強化域（青色）内に半径 35 ㎞の速度弱化域（赤色）を設け、２×２㎞のセルに分割し、プレート収束速度 Vpl=6.5 ㎝/年で沈み込むプレート境界面上では、速度状態依存則に従い、豊後水道 SSE を模して、繰り返
し間隔 7.17 年、継続時間 1.67 年となるように摩擦パラメータを設定した。その際、SSE 域の浅部に南海地震震源域に対応する固着域（Locked）に対応して、すべり欠損
速度 Vlock＝6.0 ㎝/年とした。
上右図：モデルにより計算された SSE 域中心を通る測線（左図緑線）に沿った、すべ
り速度 V とプレート収束速度（Vpl）の比の常用対数（log(V/Vpl))）の時間発展
下図：各時刻（１～６：上右図）における SSE 断層面内におけるすべり速度分布とプレート収束速度の比の常用対数（log(V/Vpl)）表示344図３－９－④－４

GEONET 観測点を仮定した変位速度模擬観測データ。下左図に示した国土地理院 GEONET 観測点１、２、３に対応する、模擬観測データ時系列を示す。各
図で、上からプレート沈み込み方向と直交する成分、沈み込み方向成分、上下動成分の変位速度の時系列を示す。

345

図３－９－④－５

EnKF による推定されたすべり速度(V)、摩擦パラメータ A、 B-A、

L および固着域のすべり欠損速度の逐次推定結果。上図から、SSE 域の中心を通る測線における、真のすべり速度 Vtrue とプレート収束速度 Vpl の比の常用対数log(Vtrue/Vpl)表示、推定されたすべり速度 Vest と Vpl の比 Vest/Vtrue の時間変化、
摩擦パラメータ A、 B-A、 L および固着域におけるすべり欠損速度 Vlock の推定値と真値の比を示す。

346

(c) 結論ならびに今後の課題
1) MCMKF（モンテカルロ混合カルマンフィルタ）によるすべり推定（東海 SSE）
東海地方の GEONET と GPS 大学連合の GPS 観測点のデータを用いて、1996～2016 年に駿河トラフ沿いの沈み込みプレート境界で発生する短期的 SSE のすべりの時空間発展を推定した。すべりの推定手法としては、MCMKF を用いた。短期 SSE に伴う地殻変動は
数 mm 程度と小さく、その規模も Mw６程度であるが、時間方向の平滑を可変とした MCMKFにより、単なるすべりの検出だけでなく、その移動や伝播についても推定することが可能であることが示された。今後の課題としては、2004 年紀伊半島沖や 2011 年東北地方
太平洋沖地震の余効変動の影響を適切に補正して、東海地方における複数の長期 SSEの比較や、短期 SSE、微動などのスロー地震との関係について詳細な解析・考察を進めていくこと、この地域のプレート間すべりの特性を明らかにしていくことが挙げられる。
また、すべり域の移動は全てのイベントで確認された訳ではなく、微動の時間発展との対応も数日間ずれている場合もあり、本解析におけるすべりの分解能を時空間ともに検証する必要がある。
2) EnKF（アンサンブルカルマンフィルター）による摩擦パラメータ推定とすべり発展予測（豊後水道 SSE：数値実験）
豊後水道 SSE 断層域浅部に南海地震震源域の固着に対応 するすべり欠損速度を設定
し、固着の影響を考慮して、豊後水道 SSE を再現するモデルを構築した。次に、そのモデルにより GEONET 観測点での地表変位速度模擬観測データを作成し、EnKF による断層面におけるすべり速度と固着域におけるすべり欠損速度ならびに摩擦パラメータ推定の逐次データ同化を試みた。初期アンサンブルメンバーの設定として、SSE を発生し繰り返し間隔がある程度観測された繰り返 し間隔になる摩擦パラメータ群から構成する
ことにより、２回の SSE 発生後にほぼ真値に収束することが確認された。
南海地震震源域におけ るすべりも速度状態依存摩擦則に従う物理モデルを採用すると、SSE 震源域よりさらに細かなセルに細分する必要がある。そこで、この固着領域は運動学的に、SSE 領域は物理モデルに基づき推定するハイブリッド的手法を開発している。これにより、例えば、南海トラフ全域での固着、および長期的 SSE 域での摩擦パラ
メータおよびすべり発展の逐次推定が可能になった。
今後は、摩擦パラメータの不均質を導入した複雑なモデルや実際のプレート面形状を考慮したモデルにより EnKF 適用の可能性を探り、GEONET 実データを用いて豊後水道
SSE における実解析へと進む必要がある。
(d) 引用文献
1) 淡路敏之・蒲時政文・池田元美・石川洋一、データ同化、京都大学出版会、 2009.
2) Fukuda, J., S. Miyazaki, T. Higuchi, and T. Kato, Geodetic inversion forspace—time

distribution

of

fault

slip

with

time-varying

regularization, Geophys. J. Int., 173(1), 25-48, 2008.
347

smoothing3) Obara, K., and A. Kato, Connecting slow earthquakes to huge earthquakes,
Science, 353(6296), 253-257, 2016.
4) Obara, K. and S. Sekine, Characteristic activity and migration of episodic
tremor and slow-slip events in central Japan, Earth Planet Space, 61: 853 -862.
https://doi.org/10.1186/BF03353196, 2009.
(3) 平成 30 年度業務計画案①長期的な測地測量データの整理を遂行し、南海トラフにおける、海洋プレートの滑り遅れの約 100 年間の時空間変動を求める。
②東北地方の海陸地殻変動観測データを用いた 2011 年東北地方太平洋沖地震の発生前後に起こった、プレート間固着強度の時空間ゆらぎ（余効すべりを含むゆっくりすべりイ
ベント、前震活動、余震活動）の予測実験を継続する。平成 30 年度は平成 25・26・27・
28・29 年度に実施した過去の地震や、ゆっくりすべりの観測データの整理を引き続き進めるとともに、東北沖地震後の長期的な余効すべりの推移や繰り返し地震の破壊過程の変化についての検討を進める。また 2011 年東北地方太平洋沖地震前後のゆっくりす
べりの特徴を海域観測データから抽出する。さらに、ゆっくりすべりの観測事例や発生機構に関する海外の研究動向の情報収集を実施する。
③日本海溝沿いでシミュレーションデータベースの蓄積を継続する。日本海溝沿いで観測された周期的なゆっくりすべりを再現するために、福島県沖と三陸沖を対象とした小規模モデルでの地震発生サイクルシミュレーションに着手する。
④ゆっくり地震のデータ同化手法の開発を継続する。具体的には、MCMKF による SSE 領域
におけるすべり速度推定、および EnKF による SSE 域域における摩擦パラメータ推定とすべり速度発展予測および固着域におけるすべり欠損速度推定では、すべり速度不均質
およびすべり欠損速度時空間変化モデルの検討を行うとともに GEONET データを用いて豊後水道 SSE 領域における実データ解析を試みる。

348

3.10

震源モデル構築・シナリオ研究(1)業務の内容(a) 業務題目「震源モデル構築・シナリオ研究」(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

東京大学地震研究所

教授

古村孝志

災害科学系研究部門

特任助教

原田智也

東京大学地震研究所

准教授

市村

教授

平原和朗

准教授

橋本千尋

国立研究開発法人防災科学技術研究所

総括主任研究員

福山英一

国立研究開発法人海洋研究開発機構

グループリーダー

堀

技術研究員

今井健太郎

東京大学大学院理学系研究科

准教授

安藤亮輔

京都大学

教授

岩田知孝

防災研究所

准教授

関口春子

准教授

浅野公之

教授

今村文彦

准教授

蝦名佑一

研究員

大谷真紀子

強

巨大地震津波災害予測研究センター
京都大学
大学院理学研究科
名古屋大学大学院
環境学研究科東北大学災害科学国際研究所
国立研究開発法人産業技術総合研究所

高峰(c) 業務の目的
南海トラフの過去地震の震源再解析に加え、国内外を含む他の地震発生帯での巨大地震の震源解析、並びに地震発生シミュレーションの結果等を参考にして、南海トラ
フで発生する巨大地震の震源特性と連動様式の一般化（レシピ）を図る。また、津波堆積物や津波石の移動を考慮した津波シミュレーション法を開発し、周辺諸国を含めて古文書等の記録を集めることにより、データが少ない過去地震の震源過程を評価する。
強震動・津波シミュレーション法の大規模並列化を進め、高分解能・広帯域化するとともに、プレート詳細形状・物性モデルと高分解能地殻・堆積層モデルを結合した
高分解能地下構造モデルを構築して、巨大地震シナリオの高度なハザード評価を行う。
震源や地下構造モデルの不確定性と地震シナリオの不確実性（多様性）に伴う短周期
強震動と長周期地震動の予測のバラツキを適切に評価し、防災に資することのできる
実用的なハザード評価を行う。史料調査や津波調査等に基づき、過去の南海トラフ地349

震の震源モデルと津波波源モデルを明確化して、次の南海トラフ地震のシナリオ作りに反映させるとともに、南海トラフ地震と南西諸島海溝地震の連動可能性や、相模ト
ラフの地震や日本海溝の地震との最大連動の可能性、こうした地震津波による広域津波についての評価も行う。
(d) ８か年の年次実施業務の要約
平成 25～26 年度:
日本列島広域構造モデルを開発し、データに整合するようパラメータを推定した。過去の地震とその後の粘弾性応答を考慮した応力・強度分布の推定手法を構築した。津波に伴う土砂移動を評価できる津波浸水計算コードを開発した。プレート形状と三次元地殻・堆積層構造モデルを整備して、近年の大地震の強震動・長周期地震動生成メカニズムを検証するとともに、地震動・津波シミュレーショ
ンの高精度化・広帯域化を行った。
平成 27～28 年度：
平成 27 年度には、日本列島広域構造モデルを大地震発生前後の内陸地震の活発化問題に適用するため、日本列島規模の地殻 粘弾性モデルの整備と、三次元有限要素法に基づく大規模並列シミュレーションコードを開発した。堆積層の精緻化により高精度化・広帯域化した強震動・津波シミュレーション と、昭和東南海・南海地震及び安政東海・南海地震の史料詳細解析から推定した震度・地殻変動・
津波データに基づいて、南海トラフの過去地震の震源過程の再評価を進めた。連動の多様性を含む地震発生シナリオを提案するために、動的破壊過程を含めた地
震発生サイクルシミュレーション 手法を整備した。これらの成果に基づき、最大クラスを含む震源モデルのレシピ化と、日向灘地震等による誘発条件を検討した。
超巨大地震の発生可能性の検討に向け、津波堆積物シミュレーションを用いたト
ラフ軸付近を含む過去の超巨大地震の波源推定の有効性を示した。
平成 28 年度には、日本列島規模の 100 億自由度の大規模地殻モデルを整備し、これを用いた弾性・粘弾性解析有限要素法コードの高速化を図るとともに 、東北
地方太平洋沖地震の地殻変動計算結果と観測との比較から、南海トラフ地震への適用可能性を確認した。南海トラフ地震発生サイクルの高度化に向けて、粘弾性モデルの導入を進めるとともに、大地震発生前のプレート滑り遅れの蓄積状態の違いによる、大地震の発生・拡大過程を検討した。 さらに、2016 年４月１日に発生した紀伊半島沖地震（Mjma6.5）後の推移シナリオを検討した。南海トラフ巨大地震モデルのレシピ化と最大級の地震の明確化に向け、不均質強震動生成モデルを提案し、東北地方太平洋沖地震の強震動生成が良く説明できることを確認した。
強震動評価に広帯域 Q モデルを新規導入し、長周期地震動シミュレーションにより震源モデルの多様性が強震動・長周期地震動のバラツキに与える影響を定量評価した。過去の南海トラフ地震の震源像の明確化のための基礎資料として、 1707
年宝永地震、1854 年安政東海・南海地震の震度情報を収集してデータベース化した。
350

平成 29～30 年度：
平成 29 年度には、南西諸島海溝から南海トラフを含めた日本列島の詳細な地
殻・マントル構造モデルを用いた、粘弾性地殻変動解析モデルと解析手法を整備し、構造の曖昧さを考慮した巨大地震発生時・発生後の地殻変動解析を行うとともに、これを用いた震源シナリオ推定のためのグリーン関数データベースを構築した。スペクトル要素法を用いた不均質媒質中での動的破壊を含む地震サイクル
シミュレーションコードを開発し、実用計算に向けた高速計算手法 の導入を進めた。GEONET データを用いたインバージョン解析からプレート境界の滑り遅れ分布を求め、昭和南海地震以降の滑り遅れ蓄積分布を推定して、次の南海トラフ地震の地震発生シナリオを破壊伝播特性の多様性を含め て検討した。2016 年三重県沖地震の発生過程と余効変動の伝播特性をシミュレーションから再現するとともに、中規模（M7 級）地震から南海トラフ巨大地震に発展するまでの地震シナリオを検討した。南海トラフ巨大地震の強震動・長周期地震動の高度評価に向けて、不均質強震動生成域（SMGA）モデルを開発して大阪平野の強震動評価を行うとともに、関東平野における長周期地震動の生成要因を観測データ解析と地震動シミュレー
ションから検討した。昭和東南海地震・南海地震、1945 年三河地震、1948 年福井地震のアンケート震度分布から地震の不均質断層モデルを推定し、南海トラフ の過去地震とこれと前後する内陸地震の震源シナリオを詳細に 検討した。史料調査と現地調査に基づき、安政東海・南海地震の波源域の広がりを明確化した。
平成 30 年度には、南西諸島海溝を含む南海トラフまでの日本列島３次元広域プ
レート構造モデルを整備の整備を継続して進め、プレート境界での歪みの蓄積状態に基づき、想定される巨大地震の震源モデルを構築する。これに基づく強震動・
津波・地殻変動シミュレーションから地震・津波ハザードを評価する。また、史料調査に基づいて、昭和東南海・南海、及び安政東海・南海地震の震源域・波源域を明確化し、２つの地震の共通性・相補性を明確化して、過去の南海トラフ地
震の震源像と地震発生シナリオを改訂する。粘弾性を考慮した広域構造モデルでの地殻変動解析・データ同化手法の開発を平成 29 年度に継続して進めるとともに、その高度化に不可欠な海底地形やプレート形状、固着パラメータ等の要件と、将来のリアルタイム海底地殻変動観測の効果を検討する。
平成 31～32 年度：
本研究により整備された地下構造モデルとシナリオに基づき、南海トラフ地震
および西南諸島海溝地震による全国の地震津波ハザード評価 に資する地震シナリ
オ及び巨大地震の震源モデルの一般化を図る 。南海トラフ地震と相模トラフ、日本海溝の地震との巨大連動や、西南諸島海溝地震との巨大連動の可能性と、これによる強震動と津波のハザード評価を行う。
(e) 平成 29 年度業務目的
南西諸 島海 溝か ら南海 トラフ まで の３ 次元プ レート モデ ルを 整備し て日本 列島 広域構造モデルを完成させ、プレート境界での歪みの蓄積状態に基づき、巨大地震の震源モ
351

デルを構築する。また、本地域での海・陸地殻変動観測データからプレート固着状態の知見を得て、強震動・津波・地殻変動シミュレーションに基づき地震・津波ハザードを評価する。安政東海・南海地震、昭和東南海・南海地震を対象に津波高・浸水範囲、地殻変動、震度・被害等の史料調査を進め、他課題の成果を取り入れて、過去の南海トラフ地震の震源像と地震発生シナリオを改訂する。粘弾性を考慮した広域構造モデルでの地殻変動解析・データ同化手法の開発を平成 28 年度に継続して進める。
(2) 平成 29 年度成果
①日本列島粘弾性モデル構築とその応用(a) 業務の要約
震源シナリオ研究の高度化へ向けた研究として、日本列島規模の大規模地殻モデルを用いた弾性・粘弾性応答の解析のための有限要素法コードの改良と 、地殻構造・物性の曖昧さを考慮可能な地殻変動解析手法の開発を行った 。本手法を用いて、地殻構
造・物性の曖昧さを考慮した巨大地震発生時、及び発生後の地殻変動解析を行った。
前年度（H28 年度）に整備したデータサーバーを増強してグリーン関数データベースを構築し、曖昧さを考慮した震源シナリオ推定を行った。
(b) 業務の成果
地殻・マントルの形状や物性の不均質性が地殻変動シミュレーション結果に及ぼす影響が大きいため、３次元有限要素法などを使って、地殻・マントルの形状や物性の不均質性及び粘弾性を考慮した地震時・地震後地殻変動のシミュレーションが行われている。しかし、蓄積されてきた地殻・マントルの形状や物性のデータから構築される地殻・マントル構造モデルは高詳細であるものの、これらを用いて３次元有限要素モデルを構築し、地殻変動シミュレーションを行うことは、解析コストの観点から難しいため、上記の地殻変動シミュレーションで用いられる地殻・マントル構造モデル
はやや低詳細化されたものが用いられている。蓄積されてきた地殻・マントルの形状や物性のデータから構築される高詳細モデルをそのままシミュレーションで用いるために、ハイパフォーマンスコンピューティングの技術に基づき 、高詳細モデルから３次元有限要素モデルを構築し、これを用いた弾性・粘弾性応答解析が可能な手法の構築をすすめてきた。一方で、地殻・マントルの形状や物性の情報は完全には分かっていないため、この曖昧さを如何に考慮するかが課題となる。モンテカルロシミュレー
ションにより曖昧さを考慮するアプローチが考えられるが、大自由度の有限要素解析
を多数回行う必要があるため、その実現は難しい。本年度は、開発をすすめてきた有限要素モデル自動生成手法と GPU ベースの地殻変動シミュレーション手法を組み合わせることで、東北日本サイズの３次元有限要素地殻モデル（10 8 オーダーの自由度）を対象としてモンテカルロシミュレーションにより、地殻・マントルの形状や物性の曖
昧さを考慮した解析の可能性を示した。
以下に具体例を示しながら詳細を説明する。ここでは、多数回の３次元有限要素地
殻モデル構築と地殻変動シミュレーションによる地殻構造の曖昧さを考慮した地震時
352

すべり量推定を説明する。対象領域を図３—10—①−１に示す。解析対象領域のサイズは
x、y、z 方向にそれぞれ 784、976、400 km であり、４層からなる。図３—10—①−１に示すような仮想的な観測データが GEONET、GPS-A、S-Net の観測点上で得られたとして、
すべり量推定を行うこととする。生成される３次元有限要素モデルの自由度のオーダ
ーはおよそ 10 8 弱となる。図３—10—①−２にオリジナルの地殻データから生成された３次元有限要素地殻モデルを示す。このオリジナルの地殻データのプレート境界面形状に曖昧さがあるとして、この曖昧さを考慮して地震時すべり量を推定する。図３—10—①−２に示すようにプレート境界に 180 の小断層を配置し、各小断層について strike
方向と dip 方向におけるすべり量を推定するため、一つの３次元有限要素地殻モデルに対して 180×２＝360 個のグリーン関数を計算するための地殻変動シミュレーショ
ンを行う必要がある。また、地殻モデルの幾何形状が変化するたびに、有限要素モデ
ルを構築しなおす必要がある。ここでは、モンテカルロシミュレーションで得られた
確率的応答の収束性が十分担保されるよう、1000 回試行したため（＝1000 種類の地殻モデルを考えたため）、1000 回の有限要素モデル構築と 360×1000 で 360,000 回の地
殻変動シミュレーションを行うこととなった。解析には、８台の計算ノードにより構成した GPU クラスタを用いた。各計算ノードは２CPU（Intel Xeon E5-2695 v２、24コア）と ８GPU（ NVIDIA Tesla K40） からな る 。この計 算機環 境にお いて 、図 ３—10—①−３に示す解析フローにより、解析を行った。逆解析１回当たりの計算時間は、4,312秒となった（このうち有限要素モデル構築には 1,364 秒かかった）。図３—10—①−３に示す効率的な解析フローを用いることで、1000 種類の地殻モデルに対する、1000 回の有限要素モデル構築と 360×1000＝360,000 回の地殻変動シミュレーションはおよそ９日で実行可能であることが分かった。図３—10—①−4 に 1000 ケースの逆解析によって得られる地震時すべり量分布について平均値と標準偏差を示す。また図３—10—①−
５は、図３—10—①−４P１、P２、P３におけるポイントワイズの確率応答の収束の推移を示している。800 ケース以後は値に大きな変化が見られないことから、モンテカル
ロシミュレーションにより解析した確率応答が十分に収束していることが確認できる 。
すべり分布の標準偏差は平均値の 13%に達する箇所も確認されており、地震時におけるすべり量分布や応力状態の議論の際に、地殻構造の情報の曖昧さが議論の結果に優
位な差をもたらす可能性があることが示された。
(c) 結論ならびに今後の課題
本年度は、高詳細な地殻・マントル構造モデルを用いた弾性・粘弾性地殻変動解析
手法のさらなる改良をすすめるとともに、日本列島モデルの高分解能な地殻変動解析
モデルを整備した。さらにそのモデルを用いて、地殻構造・物性の曖昧さを考慮した
巨大地震発生時、及び発生後の地殻変動解析を行った。また、データサーバー上に、曖昧さを考慮可能なグリーン関数データベースを構築し 、曖昧さを考慮した震源シナ
リオ推定を行った。
来年度以降は、震源シナリオ研究の高度化・プレート間モニタリングシステム実現へ向けた研究として、日本列島規模の大規模地殻モデルにおける弾性・粘弾性応答の353

解析のための有限要素法コードの改良と、地殻構造・物性の曖昧さを考慮可能な地殻変動解析手法の開発を行う。地殻構造・物性の曖昧さを考慮した巨大地震発生前、発生時、及び発生後の地殻変動を解析できるように開発する。

図３—10—①−１

東北沖地震を対象とした解析領域（黒線）と観測点における入力ベク

トル。仮想的な観測データを、GEONET（黒矢印）、GPS-A（青矢印）、S-NET（赤矢印）の観測点に設定した。

図３—10—①−２

オリジナルの地殻データを用いて生成した３次元有限要素地殻モデルと小断層の位置。

354

図３—10—①−３1000 ケースの逆解析のための解析のフレームワーク。有限要素モデル

構築とグリーン関数の計算とこれらを用いた逆解析を効率的に実行可能なフレームワークになっている。

図３—10—①−４

1000 回の試行によるモンテカルロシミュレーションを用いた逆解析によって得られる、地震時すべり量分布の平均値と標準偏差。

355

図３—10—①−５1000 回の試行に伴う P１、P２、P３（図３—10—①−４参照）における確率応答の平均と標準偏差の推移。
②地震サイクル計算手法の高度化(a) 業務の要約
1） スペクトル要素法（SEM）による地震サイクルシミュレーションコードの開発
公開されているペクトル要素法（SEM）を用いた２次元動的破壊シミュレーションコ
ード SEM2DPACK 「Ampuero，2002」を元に、地震間における準動的過程を実現するようにコードを改良し、２次元 inlane 不均質弾性媒質における傾斜断層上での、速度状態依存摩擦則に従う動的過程を含む地震サイクルシミュレーションコードを開発した。高
角傾斜逆断層における、断層を挟んで異質が異なる bimaterial 問題における地震サイ
クル計算を行い、その効果を確かめた。
2） 粘弾性バネ―ダッシュポットでの固着すべり振動子の振る舞い
H28 年度にはメモリ変数を用いた粘弾性媒質中での地震サイクル計算の一例として、
標準線形モデルによる準動的計算を行い、固着―すべりの繰り返し間隔の粘性率依存性を調べたが、今年度は動的計算を行い、粘性率を小さくすると繰り返し間隔が２つの値に分岐する bifurcation 現象が起こるのを確認した。
3)

粘弾性を考慮した地震サイクル計算の準備
非弾性ひずみを等価外力として扱うことで粘弾性媒質の効果を弾性体中のグリーン関数を用いて考慮する「Barbot and Fialko, 2010」の方法に対して、H 行列法を用いた高速計算法を試み、粘弾性媒質中での南海・東南海地震による周辺の応力の時間発展計算を行ない、その有効性を調べた。
(b) 業務の実施方法
1)

スペクトル要素法による地震サイクルシミュレーションコードの開発
公開されているペクトル要素法（以下、「SEM」）を用いた２次元動的破壊シミュレー

ションコード SEM2DPACK「Ampuero，2002」を元に、「Kaneko et al. , 2008」、「Kaneko

et al. , 2011」では、２次元 in-plane 問題での地震サイクルコードへと拡張したが、356

この場合には断層面における split-node（断層上での節点）で垂直な変位成分がなく考慮する必要がなかった。「清水, 2016」は、２次元 anti-plane 問題での地震サイクル計算へと発展させ、垂直断層での計算に成功したが、傾斜断層では発散する現象が生じていた。
そこで、本研究では、この対策として、以下の点を考えた。「清水 ,2016 」では、
断層面両側の split-node での変位 u f + 、u f - を x、ｙの２成分で計算していたが、変位
を相対変位（u f + - u f - ）／２、および重心の変位（u f + + u f - ）／２に分離し、速度状
態依存摩擦則に従う摩擦力とせん断応力のつり合いから断面に沿う傾斜方向の相対変位を計算した。一方、断層面上 split-node での重心変位は断層以外の媒質のノードの変位に組み込み、断層面における相対すべりから媒質ノードにおける変位を求める方式に変更した。これは、実質「Melosh and Raefsky，1981」により提唱された有限要素法における split-node 法と同じ定式化になっている。この改良により、「 清水，2016」
で計算できなかった傾斜断層での動的・準動的地震サイクル計算が可能になった。
2)

粘弾性バネ―ダッシュポットでの固着すべり振動子の振る舞い
H28 年度には、線形粘弾性媒質中での地震サイクル計算の一例として、バネ ―ブロッ

クモデルにおいて、バネを線形粘弾性である標準線形媒質に取り替えて、速度状態依存則に従う、固着―すべり振動子の繰り返し間隔の粘性率依存性を準動的計算により調べた。「Mitsui and Hirahara, 2001」は、動的計算を行うと、粘性率に従って繰り返し間隔が２つの値に分岐する bifurcation 現象が生じると報告している。そこで、今年度はすべり速度が閾値を超えると放射ダンピングを用いる準動的計算から慣性項を含む動的計算をスイッチでする手法を用い、計算を行った。慣性項には質量が含まれるが、この効果を自由周期 T b を導入して、安定な解析が可能な T b =20 秒として計算を行った。
3） 粘弾性を考慮した地震サイクル計算の準備「Barbot and Filalho, 2010」は、任意 のレオ ロジー媒質中での 全ひ ずみを弾性 ひ
ずみと非弾性ひずみに分解し、非弾性の影響を等価外力の形として準静的弾性体方 程式を考えることで、非弾性ひずみ体積セルによる任意の点での応力は、弾性体でのひずみ応答関数を用いて計算できることを示した。非弾性ひずみは任意の非線形粘弾性則に従い、これまで考えてきた線形念弾性体に限られないので応用範囲が広い。
弾性・非弾性媒質中での断層面上でのすべりを考える場合、まず断層面上はこれまで通り摩擦則から要請される細かなセルに分割し、また非弾性媒質領域を任意の大きさの立方体に分割する。次に、弾性体中のすべり応答関数（断層における単位すべりによる応力変化）および、ひずみ応答関数（立方体での単位ひずみによる応力変化）を計算する。均質半無限弾性体でのすべり応答関数は、例えば、「Okada,1992」、後者のひずみ応答関数は、「Barbot et al , 2017」により計算できる。ある点での応力は、弾性媒質
でのすべり応答関数とすべりの積の積分、および非弾性媒質中の各立方体でのひずみ応
答関数とひずみの積の積分で与えられる。断層面におけるすべり発展は、計算された応力と摩擦構成則によりすべり速度が計算され、また非弾性中でのひずみ速度は、計算さ357

れた応力の時間変化と媒質の非線形構成則から計算され、これを各時間ステ ップで、全断層面上および全非弾性立方体中について計算し、時間発展させる。この際、すべり応
答関数とすべり、およびひずみ応答関数とひずみの積の計算には H 行列（例えば、「Ohtani et al. ,2011」）により、計算の効率化を図る。
(c) 業務の成果
1)

スペクトル要素法による地震サイクルシミュレーションコードの開発
メッシュサイズを変えて収束計算を行って、アルゴリズムがうまく働くことを確認したといった、テスト計算の段階であるが、一例として、図３—10—②−１に示した SEM
メッシュを用いた、高角逆断層における、地震サイクル計算を示す。図３—10—②−１左に示すように、ｙ軸０～-45ｍの断層面領域にローディング速度(Vp１=２mm/年)を与え、45～０m の領域の断層面上には、右図に示す速度状態依存の摩擦パラメータ分布を与えている。また、初期法線応力は一様に 120MPa、摩擦パラメータＬは 84μm としている。これらのモデルパラメータ値は、「Kaneko et al. , 2011」に基づいている。基準モデルとして、Ｐ波およびＳは速度を、Vp=６km/s, Vs=3.364km/s を採用し、断層左側（右側）の媒質の Vp,Vs を-20%としたモデルを Model DBL（以下、「DBL」）、Model DBR（以下、「DBR」）とし、断層面を境に媒質が異なる場合（bimaterial と呼ばれる）の地震サイクル計算の比較を行った。図３−10−②−２に地震サイクル中でのすべり発展を示す。最初の地震発生は初期条件の影響を受けて安定していないので、それを除いて安定した計算ができている地震サイクルの平均では、地震の繰り返し間隔は、それぞれ 7.81 年、7.23 年となり、DBL の方が長くなる。地震波速度の遅い（弾性定数の値が小さく柔らかい）媒質側のすべりの向きを positive direction と呼ぶが（例えば、「Ma
and Beroza, 2008」）（図３—10—②−２にその方向を示している）、すべり弱化則を用いた動的破壊伝播計算から、この方向には破壊伝播速度が大きくなることが知られている。コンターが混んでいて確認しにくいが、確かに、破壊が速度弱化(a-b<０)域にある期間では、positive direction の方向の破壊伝播速度が大きく、DBL と DBR では破
壊伝播の様子が非対称になっている。破壊が速度強化（a-b>０）域に入ると逆転するように見えるが、最大すべり量は 1.58×10 -2 m、および 1.45×10 -2 m となり、これが繰り返し間隔の差を生み出している。このようにこのモデルでは bimaterial 媒質効果が確認されたが、地表に近い速度強化域を大きくして破壊が地表に達しない場合には、左側（上盤）、右側（下盤）の地震波速度が小さいといった bimaterial 断層モデル間で繰り返し間隔に差異が生じなかった。
2)

粘弾性バネ―ダッシュポットでの固着すべり振動子の振る舞い
図３−10−②−３に H28 年度に実施した準動的計算に加えて、動的計算（T b =20 秒）の場合について、粘性係数 η（図ではマクスウェル時間 T M =η/k2: k2 については、H28
年度報告書参照）を変えた時の、計算された繰り返し間隔（T C ）をプロットしている。
動的計算では T M =200 年より小さくなると、T C が２つの値に分岐する bifucation が生じているのが分かる。
358

3)

粘弾性を考慮した地震サイクル計算の準備
30km の弾性層の下に深さ 55km まで粘弾性層を置き、弾性層内の断層面を Nf 個の長方形セル、粘弾性媒質を Nd 個の直方体セルに分割し、非弾性ひずみの時間発展は、マックスウェル粘弾性体に従うとして、時間可変のルンゲクッタ法 DOP853「Hairer et

al. , 1993」により、応力・ひずみの時間発展を求めた。 Nd=69,120 の時、H 行列を用いた計算は十分な精度をもち、また Nd を変えた時の計算時間は、オリジナルの０（Nd 2 ）に対し、０（Nd*log(Nd)）程度で、高速化が図られている。
次に、図３−10−②−４に示した 1944 年昭和東南海・1946 年南海地震の地震時すべりを、また粘弾性層の粘性を 10 18 Pa・s と仮定し、応力の時間発展を計算した。図３−10−②−５に深さ 31.5km 面上における応力（σ 11 ，σ 12 ）の時間発展を示す。このように
断層すべりによる粘弾性層にたまった応力は時間の経過とともに非弾性変形が進み解消されていく過程がよく再現され、従来手法と同じ結果が得られた。
(d) 結論ならびに今後の課題
1)

スペクトル要素法による地震サイクルシミュレーションコードの開発
スペクトル要素法を用いて、不均質弾性媒質中での動的破壊過程を含む ２次元

in-plain 問題における地震サイクルシミュレーションコードを開発し、断層を挟んで媒 質 が 異 な る bimaterial 媒 質 中 で の 高 角 傾 斜 断 層 で の 地 震 サ イ ク ル 計 算 に よ り
bimaterial 効果を確認した。これまで動的破壊伝播シミュレーションでの研究はあるが、地震サイクルにおける研究は初めての成果と言える。現状のモデルは小さいもの
であり、沈み込み帯における現実的な断層スケールの大規模モデルを扱うには、コードの並列化が必要である。また、メッシュ生成ソフトは単純なものを用いており、手作業でメッシュ生成を行っており、低角傾斜断層での計算に成功していない。海溝型地震を扱うには、高度なメッシュ生成ソフトを用いて低角逆断層モデルを扱う必要がある。
2)

粘弾性バネ―ダッシュポットでの固着すべり振動子の振る舞い
H28 年 度 の 準 動 的 計 算 に 加 え て 、 慣 性 項 を 含 む 動 的 計 算 を 行 い 、「 Mitsui and

Hirahara，2001」と同様に、粘性率を小さくすると、計算された繰り返し間隔が ２つの値に分岐する bifurcation 現象が生じることが確認された。興味深い現象であるが、この動的計算は、安定させるために T b =20 秒と言った大きな値を用いており、またこの安定性は準動的と動的計算を切り替えるすべり速度の値にも依存しており、注意が必要である。さらに、こういった単純なバネ―ブロックのバネを線形粘弾性媒質に変えた固着―すべり振動子モデルでの振る舞いは、何らかの示唆を含んでいるとは思うが、今のところ現実の連続体モデルとどのように結びつくのか不明であり、現状では
線形粘弾性の地震サイクル計算手法の開発として意味を持つとしか言えない。
3)

粘弾性を考慮した地震サイクル計算の準備359

非線形粘弾性を扱いうる「Barbot and Fialko, 2010」の計算手法を地震サイクル計
算に組み込む準備を行った。南海トラフ地震を例に粘弾性層での応力緩和を計算した
ところ、うまく計算できることが分かった。我々が弾性体の地震サイクル計算に使用している H 行列を用いると効率よく計算できることも確認した。 H 行列の適用については、非弾性領域を断層に近いとことは密に、離れるに従い大きな立方体に離散化する方が効率的と考えられるが、その際 H 行列の効率が下がる可能性があり、分割については検討を要する。また、これまで用いていたメモリ変数を用いる手法では非線形粘弾性を扱えなかったが、現実的な非線形粘弾性媒質での地震サイクル計算に向けて
コード開発ができる環境が整ったと言える。
(e) 引用文献
Ampuero, J.-P.,SEM2DPACK, http://web.gps.caltech.edu/~ampuero/software. html,
2002.
Barbot, S., and Y. Fialko, A unified continuum representation of post -seismic
relaxation mechanisms: semi-analytic models of afterslip, poroelastic
rebound and viscoelastic flow. Geophysical Journal International, 182(3),1124-1140, 2010.
Barbot, S., J. D. P. Moore, and V.Lambert, Displacement and stress associatedwith distributed anelastic deformation in a half -space, Bulletin of the
Seismological Society of America, 107, pp. 821–855, 2017.
Hairer, E., S. P. Nørsett, and G. Wanner, Solving Ordinary Differential Equations
I, Springer, 1993.
Kaneko, Y., N. Lapusta, and J.-P Ampuero, Spectral element modeling of
spontaneous earthquake rupture on rate and state faults: Effect ofvelocity-strengthening friction at shallow depths, Journal of GeophysicalResearch, 113, B09317, doi:10.1029/2007JB005553, 2008.
Kaneko, Y., J.-P. Ampuero, and

N. Lapusta, Spectral-element simulations of longterm fault slip: Effect of low-rigidity layers on earthquake-cycle dynamics,
Journal of Geophysical Research, 116, B10313, doi:10.1029/2011JB008395,
2011.
Ma, S., and G. C. Beroza, Rupture dynamics on a bimaterial interface for dipping
faults. Bulletin of the Seismological Society of America, 98(4), 1642-1658,
2008.
Melosh, H. J., and A. Raefsky, A simple and efficient method for introducing
faults into finite element computations, Bulletin of the SeismologicalSociety of America, 71, 5, 1391-1398, 1981.
Mitsui, N., and K. Hirahara, Viscoelastic simulation of earthquake cycle using
a simple spring‐Dashpot‐mass system with a friction law. Geophysicalresearch letters, 28(23), 4391-4394, 2001.
360

Ohtani, M., K. Hirahara, Y. Takahashi, T. Hori, M. Hyodo, H. Nakashima, and T.
Iwashita, Fast computation of quasi-dynamic earthquake cycle simulation with
Hierarchical Matrices, Procedia Com. Sci., 4, 1456–1465, 2011
Okada, Y., Internal deformation due to shear and tensile faults in a half -space.
Bulletin of the Seismological Society of America, 82(2), 1018 -1040, 1992.
清水宏幸、スペクトル要素法を用いた 2 次元地震サイクルシミュレーション手法の開発、京都大学大学院理学研究科地球惑星科学専攻修士論文、 2016．

図３—10—②−１

SEM メッシュ図と摩擦パラメータ分布

左図：計算に用いた SEM メッシュ

90m×90m の小さなモデル中に傾斜角 77°の高角断層を表す SEM メッシュを示す。上端は自由境界、他の境界は消波境界（ABC：Absorbing
Bounary Condition）を課している。断層面上では、縦（ｙ）軸０～-45m の領域に、ローディング速度（Vpl=２mm/年）を与え、45～0m の RSF 領域では、速度状態依存の摩擦則に従うすべり発展が生じる。
右図：RSF（左図）領域での摩擦パラメータ分布域に速度弱化(a-b<０)域を設定している。

361

速度強化(a-b>０)域中の y=28～19m

図３—10—②−２

RSF 断層面上における地震サイクル中での累積変位の深さ分布左図、右図はそれぞれ、断層を挟んで左側（上盤）、右側（下盤）媒質の地震波速度が 20％遅い
bimaterial 断層における地震中での累積変位分布を示す。緑線と赤線の時間間隔は 0.5
年および１ｘ10 -3 秒である。

図３—10—②−３

動的と準動的計算における粘性率（マクスウェル時間）と繰り返し間隔(T c )の関係。H28 年度の準動的（Quasi-Dynamic

T b =20 秒）計算（青色）に加え、動的（Dymaic） 計算 （赤 ・緑 色） にお ける 繰り 返し 間隔 の粘 性率 （マ ック スウ ェル 時間
T M =η/k2 H28 年度モデル図参照）依存性を示す。T M =200 秒以下では、T C が二つの値に分岐する bifurcation が生じているのが分かる。

362

図３—10—②−４仮定した 1944 年昭和東南海・1946 年南海地震すべり分布。

図３—10—②−５
左図：σ 11③

深さ 31.5 ㎞面上における応力変化。

右図：σ 12（座標軸は図３—10—②−４に示してある）

南海トラフ地震発生サイクルの再現・モデル検証(a) 業務の要約
地震発生の物理に基づき地殻応力状態の時間発展を再現するための理論的なフレー
ムワークが「Hashimoto et al. , 2014」によって構築された。これに基づき、或る時点の応力状態を適切に推定し、次ステップの地震発生シナリオを生成する為には、過363

去のすべり履歴を整合的に再現し得る断層構成関係を設定することが重要な課題となる。2017 年度は、南海トラフ地震の発生域を対象として、地震発生シナリオの生成と評価方法の検討を行った。準静的テクトニックローディングシミュレーションにおける任意の時点での地震破壊可能性の評価は、その時点の応力状態と断層構成関係を初期条件・境界条件とする動的破壊伝播シミュレーションにより可能である。これに基づき、1996−2000 年の GEONET データを用いたインバージョン解析で得られたすべり遅れレート分布（1946 年南海地震後 50 年の状態）を再現し、その後の地震発生シナリ
オを生成する試行を行った。この結果により、時間ステップ毎に、地震破壊は何処から始まり得るか、開始した破壊は伝播し得るか、破壊はどのように伝播するか、破壊はどこまで広がるか、等の議論を定量的に行うことが可能であることを示した。シミュレーション結果（シナリオの集合）を過去の地震発生履歴（時系列）、震源位置、地
震時すべり分布等のデータと比較することにより、構成関係パラメータの分布をより詳細に推定できる可能性がある。
(b) 業務の実施方法
地震 発生 の 物理 に基 づ き地 殻応 力 状態 の時 間 発展 を再 現 する ため の 理論 的な フレームワークが「Hashimoto et al. , 2014」によって構築された。地震発生サイクルシ
ミュレーションシステムは、三次元プレート境界面形状モデルを共通の基盤とする、
準静的テクトニックローディングモデルと動的地震破壊伝播モデルから成る。 これを用いて、或る時点の応力状態を適切に推定し、次ステップの地震発生シナリオを生成する為には、過去のすべり履歴を整合的に再現し得る断層構成関係を設定することが重要な課題となる。準静的テクトニックローディングシミュレーションから得られた応力状態と断層構成関係を初期条件・境界条件とする動的破壊伝播シミュレーション
により、動的破壊伝播過程を再現できれば、さらに、そこから生じる地震波動も同時に計算可能となる（「Fukuyama et al. , 2009」）。断層構成関係の設定において、パラメータ分布に制約を与えるためには、地殻変動データのインバージョン解析による地
震間のすべり遅れ分布（「Hashimoto et al. , 2009」、「Hashimoto et al. , 2012」）、過去の地震の開始点や伝播範囲、大地震の発生間隔、及びスロースリップの発生などの多様な情報を通して数値シミュレーション結果を検討する必要がある。以上を踏まえて、昨年度は、「Aochi and Matsu'ura, 2002」のすべりと時間に依存する断層構成則に基づき、地震発生領域のピーク強度・臨界すべり量の値や分布を変えたモデルを設定して、各モデルについて、準静的テクトニックローディングのシ ミュレーションを実施した。これにより、準静的シミュレーションにおいて、大地震発生後 50 年で実現したすべり遅れレート分布は、1996−2000 年の GPS データに基づくインバージョン解析で得られたすべり遅れレート分布（1944 年東南海・1946 年南海地震後 50 数年の状態）を再現し得ることを確かめた。その後、すべり遅れレート分布は徐々に変化してゆくが、この時間変化には、断層構成則の設定により、違いが生じることを明らかにした。
今年度は、準静的テクトニックローディングシミュレーションから得られた応力状364

態と断層構成関係を初期条件・境界条件とする動的破壊伝播シミュレーションにより、任意の時点での地震破壊可能性を評価する手法を検討した。これに基づき、1996−2000
年 の GEONET デ ー タ を 用 い た イ ン バ ー ジ ョ ン 解 析 で 得 ら れ た す べ り 遅 れ レ ー ト 分 布（1946 年南海地震後 50 年の状態）を再現し、その後の地震発生シナリオを生成する試行を行った（「Hashimoto et al. , 2017」、「Urata et al. , 2017」）。この結果により、任意の時間ステップ毎に、地震破壊は何処から始まり得るか、開始した破壊は伝播し得るか、破壊はどのように伝播するか、破壊はどこまで広がるか、等の議論を定量的に行うことが可能であることを示した。これらの情報を踏まえて、南海トラフ地震の発生域を対象として、より現実的な断層構成関係の検討を進めた。
(c) 業務の成果
今年度の業務実施の結果、以下の成果を得た。
1)

準静的テクトニックローディングシミュレーションから得られた応力状態と断層構成関係を初期条件・境界条件とする動的破壊伝播シミュレーションにより、任意の時点での地震破壊可能性を評価する手法を検討した。準静的シミュレーションに際しては、「Aochi and Matsu'ura, 2002」のすべりと時間に依存する断層構成則に基づき、
パラメータ

、

、 c の設定により、地震発生領域のピーク強度・臨界すべり量の値や分布を変えたモデルを設定する必要がある。ピーク強度を、室戸沖、紀伊半島南端
域共に２MPa 程度に、Dc を 0.7 m 程度になるように設定した場合に実現したすべり遅れレート分布のスナップショットを図３−10−③−１に示す（昨年度実施の計算例 Case1に該当）。ここで、第 1 サイクルの計算は、妥当な初期条件を生成するための前処理に相当する。この数値シミュレーション結果は、1996−2000 年の GEONET データを用いたインバージョン解析で得られたすべり遅れレート分布（ 1946 年南海地震後 50 年の状態）を再現するが、その後、すべり遅れレート分布は徐々に変化してゆく。このとき、断層構成関係もまた時間発展する。地震発生領域中央におけるすべり弱化曲線の時間変化を図３−10−③−１に示す。これにより、臨界すべり量 D c が時間と共に増加してゆくことが確認できる。これらの断層構成関係とすべり遅れ分布が作り出す応力場が、その時点で発生する可能性のある地震の破壊伝播過程を強く規定する。

365

図３−10−③−１

準静的応力蓄積シミュレーションにより実現した南海域の地震発生

サイクル（H28 年度計算結果 Case１に該当）。すべり遅れレートのスナップショットにおいて、地震間の青コンターはすべり遅れレート、赤コンターはすべり過ぎレートを表し（１cm/yr 間隔）、地震時（上段最右パネル）の赤コンターは、すべり量を表す（0.5m 間隔）。
続いて、準静的シミュレーションで得られたテクトニックローディング過程の時系列に対して、任意の時間ステップで実現している状態の下での 地震破壊可能性の評価を行った。テクトニックローディング過程を通して、時々刻々変化する断層 構成関係と初期応力分布に対応して、適切な地震発生シナリオを構築するためには、任意の時
間ステップにおいて実現する状態の下で、地震破壊は何処から始まり得るか、開始した破壊は伝播し得るか、破壊はどのように伝播するか、破壊はどこまで広がるか、等の議論を定量的に行うことが重要である。これらの評価を実現するために、 初期クラック（地震の破壊核に相当）位置の設定をさまざまに変化させて、動的破壊伝播の計算を行った。図３−10−③−２は第２サイクルの 150 年時点における、これらの計算結果を表す。このとき、初期クラックの大きさは、静的応力拡大係数の考え方に基づき推定した。開始点３と４は全領域をカバーする破壊に発展する。他の開始点は 、部分的破壊に止まる。このことは、この設定において実現する応力状態では、開始点３と４が大地震の震源になり易い傾向にあることを意味する。開始点４は、1946 年南海地震の震源付近に対応する。図３−10−③−２の下段パネルは、破壊を開始させる為に必要な応力擾乱（単位は‘力’） を表す。これにより、点３と４が破壊開始点となるためには、他の地点より大きな力の擾乱が必要になることが分かる。従って、点 ３と４につ366

いては、破壊開始点となるためにより臨界に近い応力状態が必要であるが、一度 破壊が開始すれば、大地震に発展することになると考えられる。

図３−10−③−２

動的破壊伝播シミュレーションによる地震破壊可能性の検 討（破壊開始点と破壊伝播可能性）。上段は開始点とそこから開始した動的破壊のイベントサイズ。
中段はシミュレーションにより計算された動的破壊伝播過程の例。下段は破壊を開始させる為に必要な応力擾乱（単位は‘力’）。
更に、応力状態の時間発展に対応するイベントサイズ（Mw）の変化の検討を行なった。図３−10−③−３は、点３を破壊開始点としたときのシミュレーション結果を表す。
時間経過による応力増加に対応して、破壊可能領域（及びその時点で発生し得る地震の規模）が拡大してゆく。これらのシミュレーション結果から、全領域をカバーする破壊が可能になるためには、少なくとも 150 年のローディング時間が必要なことが分かる。この時点のイベ ントの最大すべり量 は ＜３m である。これら の結果は、 1854
年と 1946 年のイベント間隔や、1946 年の地震時すべり量を十分に説明できない。これらの比較により、このケースにおいては、設定した構成則パラメータ分布が、十分には現実を表現できていないことが分かる。逆に、構成則 パラメータ分布範囲を適切に探索しつつ、シミュレーション結果（シナリオの集合）を過去の地震発生履歴（時系列）、震源位置、地震時すべり分布等のデータと比較することにより、構成則パラメータ分布をより詳細に推定できる可能性がある。

367

図３−10−③−３

動的破壊伝播シミュレーションによる地震破壊可能性の検討（破壊可能領域の時間発展）。左上段はローディング期間が長くなることに伴って、その時点で発生し得る地震の規模が増大してゆくことを表わしている。右パネルはローディング
時間が長くなることに伴って拡大してゆく破壊可能領域の例。左下段は破壊を開始させる為に必要な応力擾乱（単位は‘力’）。
2)

構成関係パラメータ分布の推定とその不確定さの検討に向けて、異なる構成則パ

ラメータ分布を与えた場合に、生成されるシナリオがどのように変化するかを検討した。図３−10−③−４はその一例を表す。より現実的な構成関係の設定、及び、地震発生
シナリオの生成のためには、今後のより詳細な検討が必要である。

368

図３−10−③−４

断層構成則パラメータの検討例(d) 結論ならびに今後の課題
準静的テクトニックローディングシミュレーションから得られた応力状態と断層構成関係を初期条件・境界条件とする動的破壊伝播シミュレーションにより、任意の時点での地震破壊可能性を評価することが可能となった。これに基づき、1996−2000 年の GEONET データを用いたインバージョン解析で得られたすべり遅れレート分布（ 1946
年南海地震後 50 年の状態）を再現し、その後の地震発生シナリオを生成する試行を行った。この結果により、各時間ステップ毎に、地震破壊は何処から始まり得るか、開始した破壊は伝播し得るか、破壊はどのように伝播するか、破壊はどこまで広がるか、等の議論を定量的に行うことが可能であることを示した。昨年度 （H28 年度）に実施したテクトニックロ ー ディングシミュレー シ ョン例 Case１を用いた 動的破壊伝播の計算においては、初期クラック（地震の破壊核に相当）位置の設定をさまざまに変化させて、地震破壊可能性の評価を行った結果、特定の開始点３と４は全領域をカバーする破壊に発展する一方で、他の開始点は部分的破壊に止まることが分かった。さらに、これらの破壊開始に必要な力（擾乱）の大きさは、点毎に異なることが分かった。
また、テクトニックローディング過程における時間経過による応力増加に対応して、破壊可能領域（及びその時点で発生し得る地震の規模）が拡大してゆくことが分かった。この結果は、全領域をカバーする地震破壊が可能になるためには、ある時間以上のローディング期間が必要になることを示している。これらのシミュレーション結果（シナリオの集合）を過去の地震発生履歴（時系列）、震源位置、地震時すべり分布等のデータと比較することにより、構成関係パラメータの分布をより詳細に推定できる369

可能性がある。構成関係パラメータ分布の推定とその不確定さの検討に向けて、異なる構成関係パラメータ分布を与えた場合に、生成されるシナリオがどのように変化するかを検討した。より現実的な構成関係の設定、及び、地震発生シナリオの生成のためには、今後のより詳細な検討が課題である。
(e) 引用文献
Aochi, H. and M.Matsu'ura, Slip-and time-dependent fault constitutive law andits significance in earthquake generation cycles, Pure Appl. Geophys., 159,
2029-2046, 2002.
Fukuyama, E., R.Ando, C.Hashimoto, S.Aoi, and M. Matsu'ura, A physics -based
simulation of the 2003 Tokachi-oki, Japan, earthquake to predict strong
groundmotions,

Bull.

Seismol.

Soc.

Am.,

99,

3150-3171,

doi:10.1785/0120080040, 2009.
Hashimoto, C., E.Fukuyama, and M.Matsu'ura, Physics-based 3-D simulation forearthquake generation cycles at plate interfaces in subduction zones, Pure
Appl. Geophys., 171, 1705–1728, 2014.
Hashimoto, C., A.Noda, and M.Matsu'ura, The Mw9.0 northeast Japan earthquake:
total rupture of a basement asperity, Geophys. J. Int., 189, 1 -5, 2012.
Hashimoto, C., A.Noda, T.Sagiya, and M. Matsu'ura, Interplate seismogenic zones
along the Kuril-Japan trench inferred from GPS data inversion, Nature
Geoscience, 2, 141-144, 2009.
Hashimoto, C., Y. Urata, and E. Fukuyama, Physics-based simulation for possible
interplate earthquakes along the Nankai trough, JpGU-AGU Joint Meeting 2017,
SSS08-16, 2017.
Urata Y., E. Fukuyama, C. Hashimoto, A Possible Dynamic Rupture Scenario oftheNankai-troughEarthquakes,

southwest

Japan,IAG-IASPEIGeneralAssenbly, S13-P-18, 2017
④地震発生シナリオ評価
(a)

業務の要約

2016 年４月１日の三重県沖地震は、1944 年東南海地震の破壊開始位置近傍で発生した。 こういった中規模地震の発生は南海トラフでは稀な事象であり、三重県沖地震がなぜこのタイミングで発生したのかを理解し、来るべき巨大地震とどう関連しうるかを明らかにすることは重要である。このため、昨年度から三重県沖地震と南海トラフ巨大地震との関連を準動的地震サイクルのシミュレーションによって検討を進めてきた。しかし、昨年度に実施した内容では、三重県沖地震後に観測された余効すべりの伝播 の時
間スケールを再現し得る摩擦パラメータ範囲での検討はできていなかった。このことから、今年度はモデル対象領域を東南海域に限定することで計算コストを抑え、探索できていなかった摩擦パラメータ範囲を調査することによって地震後の余効すべりの伝播
370

パターンに整合するシナリオの導出を試みる。このために、まずは巨大地震の震源内部に中規模地震に相当する摩擦不均質が階層的に存在する条件での二次元断面内のシミュレーションを実施し、巨大地震サイクル中に中規模地震が発生するシナリオを導出した上で、中規模地震後の余効すべりが浅い側に速く伝播する条件を調べた。その結果、観測されたトラフ軸に向かう速い余効すべりの伝播は、中規模地震の震源域からその浅部域でのすべりに伴う強度弱化に対応するパラメータ B/L が大きい条件での応答に整合することが明らかとなった。続いて、二次元断面モデルを三次元的にトラフ軸方向にも拡張したシミュレーションを行い、中規模地震発生時の巨大地震発生サイクルの段階に応じて、中規模地震後の余効すべりの伝播パターンが変化することを確認した。つまり、固着の剥がれが不十分（今回の地震に対応）な状態で中規模地震が発生すると、浅い側のみに余効すべりが伝播する。一方、固着の剥がれが四方から十分進行した状態で中規模地震が発生すると、縮小した固着域を余効すべりが回り込んで固着域の深部にまで進展し、巨大地震発生に至る可能性があることがわかった。
(b) 業務の実施方法
三重県沖地震震源は、陸・海域の GNSS 観測から示唆されている熊野灘のすべり欠損
率の高い領域「Yokota et al. ，2016」と比較すると、その高すべり欠損域の沖側 （トラフ側）に位置づけられる。このため、この領域を図３−10−④−１に示す階層的な摩擦特性を有すアスペリティであると仮定し、すべり速度状態依存摩擦則と均質半無限弾性体でのすべり応答関数を利用した準動的地震サイクルのフォワードシミュレーショ
ンを行う。そして、まずは南海トラフ巨大地震の繰り返し中に、三重県沖地震のような中規模地震の発生が説明できるシナリオを構築する。続いて、以下に示す三重県沖
地震発生後にみられた余効すべり伝播を参考に、それらに整合するよう摩擦 パラメー
タ分布に修正を加える。三重県沖地震発生後には、震源の浅い側に位置する DONET 観測点に接続された掘削孔内において、数日程度でトラフ軸に向かう余効すべりの伝搬に対応する体積歪変化が観測されている「Araki et al. ，2017」。さらに、Hi-net とDONET の地震計データを含めた解析からは、三重県沖地震震源の浅い側で超低周波地震（VLFE）がトラフ軸方向に２−３週間程度の時定数で移動する様子が見えており、ゆっくりすべりの伝播に対応すると解釈されている「中野・他, 2017」。こういった三重県沖地震後に観られたゆっくりすべりの浅部への伝播は、この領域でのプレート境界の摩擦的性質と地震発生時のそこでの固着状態を強く反映すると考えられる。このため、構築した巨大地震サイクル中での中規模地震発生を説明可能なシナリオに対し、中規模地震後に浅部に向かって余効すべりが速く伝播するような摩擦 パラメータ条件
を加え、中規模地震後の変動にも整合するようにシナリオを修正する。これらにより、観測に整合する摩擦特性分布を南海トラフ巨大地震震源域やその周囲に当てはめ、今後の振る舞いの検討に役立てられるようにする。
(c) 業務の成果
まず、三重県沖地震の震源を含む沈み込み方向断面内での二次元的なモデル化を行371

った。具体的には「Hori and Miyazaki，2010」の階層アスペリティモデルを参考に、
地震発生帯（A−B＜０）には「Yokota et al. ，2016」の解析に基づく熊野灘の高すべり欠損域に対応する摩擦不均質と、そのやや浅い側に三重県沖地震に対応する摩擦不均質が存在すると仮定した（図３−10−④−２）。その条件での地震サイクルシミュレー
ションの結果から、トラフ軸近傍が定常すべりする条件で巨大地震の震源内部に中規模地震に相当する不均質が存在すると、巨大地震間にトラフ軸側からの固着の剥がれが生じることわかった（図３−10−④−３左の黒色領域の縮小に対応）。また、その固着剥がれの時間進行に伴って、巨大地震サイクルの中盤から後半にかけて巨大地震震源内の浅部で中規模地震が発生し得ることが示された（図３−10−④−３左の黒矢印）。続
いて、こういった二次元断面で構築したシナリオに対し、摩擦特性を修正し、三重県沖地震後に観測された、トラフ軸に向かう速い余効すべりの伝播に整合する条件を調べた。その結果、中規模地震震源域浅部での摩擦強度のすべりに伴う弱化に関連するパラメータ B/L をある程度大きく設定すると観測に整合するような数週以内での余効
すべりの伝播がみられた（図３−10−④−３右）。こうした二次元断面でのシナリオ検討で得られた摩擦パラメータを、図に示す三次元モデルに拡張してサイクル計算を実施したところ、巨大地震発生サイクルの進行段階に応じて、中規模地震発生後の余効すべりの伝播パターンが大きく変化することが明らかになった （図３−10−④−５、図３−
10−④−６）。つまり、固着の剥がれが不十分な段階で中規模地震が発生した場合には、その深部には強い固着域が帯状に存在するために浅い側にのみ余効すべりは伝播する（図３−10−④−５の(g)、(h)、(i)）。一方、固着の剥がれがより進行した状態で中規模地震が発生すると、強い固着域は四方から縮小してきているために、浅い側のみならず深い側にも余効すべりが固着域を回り込むように進展し、 巨大地震発生に影響を及ぼす可能性がある（図３−10−④−６の(o)−(t)）。今回のシミュレーション結果からは、
三重県沖地震はこのうちの前者に対応すると考えられるが、今後、同じような中規模
地震が繰り返し発生した場合には後者のシナリオを念頭においてその後の推移をモニタする必要がある。
(d) 結論ならびに今後の課題
昨年度に引き続いて、2016 年の三重県沖地震の発生を巨大地震の発生サイクルと関連付けて理解・解釈するためのフォワードシミュレーションを行った。二次元断面でのシミュレーションに階層アスペリティモデルを適用することにより、浅部・深部から強い固着域が徐々に縮小し、巨大地震サイクルの中盤から後半に中規模地震が浅い部分で発生したのちに、固着域の深部から巨大地震が発生・アスペリティ全域を破壊するシナリオを得た。更に、こういった二次元断面シミュレーションの浅部領域の摩擦 パラメー
タを修正することによって、三重県沖地震後に観測された余効すべりの伝播特性が、震源域浅部からトラフ軸近傍でのすべりに伴う強度 弱化に関連するパラメータが大きい
場合に再現されることを明らかにした。また、二次元断面で得られたシナリオの三次元モデルへの拡張からは、巨大地震サイクルの進展に伴って固着域は深さ方向のみならず、
横方向からも縮小するため、サイクル後半で中規模地震が発生すると、その余効すべり372

が固着域を回り込んで巨大地震発生に直接影響し得ることを示した。これは、こういった中規模地震が発生した場合に、リアルタイムで地震後の余効すべりの推移をモニタすることが、巨大地震に至る可能性を検討する上で重要なこと示している。また、三重県沖地震で余効すべりが観測された領域は、1944 年東南海地震と 1946 年南海地震の破壊域の境界の近傍に位置している。このため、三重県沖地震後の余効すべりに整合する摩擦特性を正しく導出することは、1944 年東南海地震後に南海地震破壊開始位置へ影響を及ぼした余効すべりを正しく評価するためにも非常に重要である。しかし、今回実施
した三次元シナリオでは、三重県沖地震後に観測された浅い側への速い余効すべりの伝播を定量的には再現できていない。よって今後は三重県沖地震後に起こったことに定量的に整合するシナリオの検討をさらに進めるととも に、南海トラフ全域の地震サイクルモデルにも今回の結果を反映し、次の地震に向けたシナリオの絞込を進めることが必要である。

M8の震源域

1944
Tonankai
2016
Mieken Oki

M6を
起こ すパッ チ

高すべり 欠損域(こ れが滑る と M8?)

図３−10−④−１

最近の研究結果などから構築した東南海域の震源の概念モデル。すべり欠損の分布は 「Yokota et al. ，2016」を引用している。

373

図３−10−④−２

東南海域の沈み込み方向の二次元断面を扱った地震サイクルの フォワ

ードシミュレーションのパラメータスタディで見つけた、中規模地震後の浅部への早い
余効すべりを再現し得る摩擦パラメータ分布の一例。

図３−10−④−３

図３−10−④−２の摩擦 パラメー タ分布に対 し予測さ れ る地震サイ クル

シミュレーションの結果。（左）地震サイクル中のすべり速度の時空間変化。赤と黒の矢印がそれぞれ巨大地震、中規模地震の発生を示す。（右）中規模地震後20日間における、中規模地震震源域近傍の余効すべりと余効すべり速度の変化。色付きの実線がカラーバーに示す中規模地震後の日数に対応した余効すべり・余効すべり速度である。灰色
破線は中規模地震の地震時すべり分布を表す。

374

図３−10−④−４

図３−10−④−３に示 す二次元 断 面で検討し た 摩擦 パラ メータ分布 を三次元に拡張した分布の一例。（左）上からそれぞれ、仮定したプレート境界形状の深さ
分布、プレート境界上に仮定した特徴的すべり量 L の分布、仮定した A − B の分布に対応している。（右）左のマップ図上の赤線及びピンク線での深さ断面内での、プレート境界形状、L、A − Bの深さプロファイルを示す。

375

図３−10−④−５

図３−10−④−４の摩擦 パラメ ー タ分布に対 し予測さ れ る巨大地震 サイ

クル中のすべり速度分布のスナップショット。暖色部分がプレート収束速度より速い速度でのすべり（地震など）、寒色部分が遅い速度でのすべり（固着）を示している。

図３−10−④−６

図３−10−④−５の続き。
376

(e) 引用文献
Araki, E., D. M. Saffer, A. J. Kopf, L. M. Wallace, T. Kimmura, Y. Machida, S.
Ide, and E. Davis, Recurring and triggered slow-slip events near the trenchat the Nankai Trough subduction mega-thrust, Science, 356, 1157-1160, 2017.
Hori, T., and S. Miyazaki, Hierarchical asperity model for multiscalecharacteristic earthquakes: A numerical study for the off Kamaishi earthquake
sequence in the NE Japan subduction zone, Geophys. Res. Lett., 37, L10304,
2010.
中野・他，南海トラフにおける浅部スロースリップと同期して発生する浅部超低周波地震，日本地震学会 2017 年秋季大会講演予稿集，2017．
Yokota, Y., T. Ishikawa, S. Watanabe, T. Tashiro, and A. Asada, Seafloor geodetic
constrains on interplate coupling of the Nankai Trough megathrust zone,
Nature, 534, 374-377, 2016.
⑤巨大地震の震源モデル及び地殻・地盤モデル開発(a) 業務の要約
強震動予測のための巨大地震震源モデルの構築に関して、既往研究の強震動生成域（以下、「SMGA」）のすべり量の特徴を踏まえて昨年度までに構築した不均質 SMGA
場モデルを、南海トラフ巨大地震の地震動予測に適用した。均質 SMGA モデルと不均質 SMGA モデルによる計算地震動を比較し、不均質化により高周波数成分が増強されることを確認した。また、DONET１を含む海域の強震記録及び陸域の強震記録の波形モデリングに基づき、2016 年４月１日に発生した熊野灘の地震（M JMA 6.5）の SMGA 震源モデルを推定した。推定された震源モデルの特徴について、SMGA 面積－地震モーメントの関係に着目し、東北日本のプレート境界地震や内陸地殻内地震との震源特性の比較を行った。
(b) 業務の成果
１）強震動予測のための巨大地震震源モデルの構築
強 震動 予 測 の た めの プ レ ート 境 界 地 震 震源 モ デ ルは 、 強 震 動 予測 の 対 象周 波 数（0.1-10 Hz）で定義される強震動生成域（以下、「SMGA」）をベースに構築するという方針を立て、昨年度までに、M６～９のプレート境界地震地震の SMGA の大きさ、応力降下量、すべり量のパラメータ間の関係から、応力降下量分布とすべり分布の不均質分布モデルを構築した。また、この不均質 SMGA の場のモデルにより、2011
年東北地方太平洋沖地震の宮城沖 SMGA と同様の平均応力降下量、平均すべり量を持ち、かつ、強い短周期パルス源とされる小領域（全体の平均応力降下量の約 ４倍の応力降下量）を持つものが得られることを確認した。今年度は、この不均質 SMGA
場モデルを用いて、将来の南海トラフ巨大地震を想定して設定された均質な SMGAからなるモデル（南海トラフの巨大地震モデル検討会・首都直下地震モデ ル検討会、
377

2015）（以下、「内閣府 2015 モデル」）を不均質化するように変形し、不均質 SMGAによる南海トラフ巨大地震の広帯域震源モデルを作成し、大阪地域の地震動を計算した。
昨年度までにモデル化した不均質 SMGA 場の応力降下量およびすべり量の不均質分布は図３－10－⑤－１のようなものである。基本形状としては、空間的には、応力降下量分布は k -1 、すべり分布は k -2 の波数スペクトル形状を持つフラクタル分布を仮定し、確率分布には対数正規分布を仮定している。分布のパラメータは、既往
地震の SMGA の平均応力降下量－面積の関係、平均すべり量－面積の関係に合うよ
う調整されている。この不均質 SMGA 場から、内閣府 2015 モデルの南海トラフ巨大地震 SMGA モデルの面積や平均応力降下量に合う範囲を抽出したものが図３－ 10－⑤－２である。ライズタイムはすべり量の変動に比例させて、内閣府 2015 モデル
から変動させた。これら不均質な応力降下量、ライズタイム、すべり量から、「中村・宮武，2000」によって断層面上各点のすべり時間関数を作り、不均質 SMGA モ
デルの各部のすべり速度時間関数とした。破壊伝播速度は、当然、不均質になることが予測されるが、応力降下量やすべり量などとの相関させ方が明らかでないため、ここでは内閣府 2015 モデルと同様、均質とした。なお、今回、地震動計算の対象地域が大阪盆地のみであり、また、震源モデル開発途上の試験的計算であるため、内閣府 2015 モデルのうち、大阪盆地から遠距離にある東経 133 度以西、および、
東経 137 度以東の SMGA を省略した。
大阪堆積盆地内に限り S 波速度 350 m/s 以上の地盤を考慮して、それ以外では基盤岩が露頭している設定で、０～0.7 Hz の地震動を３次元差分法で理論的に計算した。計算には、不等間隔格子、４次精度３次元差分法コード「Pitarka, 1999」を用いた。計算領域は北緯 32〜35.5 度、東経 133〜137.5 度、深さ０〜100 km の範囲とし、差分計算の有効周波数帯域の上限が 0.7 Hz 程度となるよう格子分割した。
大阪堆積盆地内の計算格子幅は水平方向 0.1 km、鉛直方向 0.05 km である。計算に用いる地下構造モデルは、地震基盤以深の３次元地殻構造モデルの中に、大阪堆積
盆地３次元地盤構造モデル「Sekiguchi et al. , 2016」の大阪堆積盆地部分をはめ込んだものを設定した。地殻構造モデルは、「古村，2002」で使われた深部構造モデルをもとに構築した。また、大阪堆積盆地のうち S 波速度 350 m/s 未満の部分は350 m/s に置き換えた。SMGA 震源モデルは、「古村，2002」のフィリピン海プレー
ト上面に水平方向 1.2 km 間隔に配置した点震源で表現した。上述のように生成された各点でのすべり時間関数は、点震源が代表する有限面積の効果を近似するため、
点 震 源間 隔 ／ 破 壊 伝播 速 度 の時 間 幅 を 持 つ面 積 １ の矩 形 時 間 関 数で コ ン ボリ ュ ーションした。
図３－10－⑤－３に、計算された地震動の、大阪堆積盆地周辺の最大速度分布を示す。左は不均質 SMGA モデルによるもの、右は均質 SMGA モデルによるものである。
破壊伝播は両モデルで全く同じであるが、すべり量や応力降下量といったパラメー
タが異なることにより、地震動の強弱の空間分布が異なっている。しかし、どちらかのモデルがもう片方より最大速度が大きいというようなことにはなっていない。
378

また、不均質 SMGA モデルによる最大速度分布には、均質モデルのそれに比べて、より短波長の変化が見られる。計算地震動の一例として、図３－ 10－⑤－４に大阪湾岸部に位置する KiK-net 此花（OSKH02）と大阪盆地南縁部の千早赤坂（大阪府震度情報ネットワークの観測点）における計算波形を、図３－ 10－⑤－５に同地点の不均質 SMGA モデルと均質 SMGA モデルの計算地震動のスペクトル比を示した。これ
らの地点における比較では、不均質 SMGA モデルによる計算地震動は、均質 SMGA モ
デルのそれに比べ 0.3Hz 以上の高周波数成分のレベルが高まっていることがわかる。

図３－10－⑤－１

上左：不均質 SMGA 場のすべり量分布モデル（但し平均を約 5m とした場合）。上右：左図のすべり量分布の場で様々な大きさの SMGA が発生した場合の、SMGAの面積とすべり量の関係。但し、すべり量が SMGA 面積の 1/2 乗に比例する（＝モーメ
ントが SMGA 面積の 3/2 乗に比例する）と仮定し補正したもの。下左：不均質 SMGA 場の応力降下量分布モデル。下右：応力降下量分布モデルから再現された SMGA の面積と応力降下量の関係。

379

図３－10－⑤－２

南海トラフ巨大地震 SMGA モデルのすべり量分布（上）と応力降下量分布（下）。左が内閣府 2015 モデルに沿った均質モデル。右が不均質 SMGA モデル。

図３－10－⑤－３

計算された予測地震動の最大速度分布。左は不均質 SMGA モデルによるもの、右は均質 SMGA モデルによるもの。

380

図３－10－⑤－４

均質及び不均質 SMGA モデルにより計算された、大阪湾岸部の此花（ KiK-net OSKH02 地 点 ） と 大 阪 盆 地 南 縁 の 千 早 赤 坂 （ 大 阪 府 震 度 情 報 ネ ッ ト ワ ー ク
OSKP43 地点）における予測地震動（速度）。

図３－10－⑤－５

均質及び不均質 SMGA モデルにより計算された、大阪湾岸部の此花（ KiK-net OSKH02 地 点 ） と 大 阪 盆 地 南 縁 の 千 早 赤 坂 （ 大 阪 府 震 度 情 報 ネ ッ ト ワ ー ク
OSKP43 地点）における予測地震動のスペクトル比。
2)

DONET 海底強震計データを用いた震源モデルの検討
1）強震動予測のための巨大地震震源モデルの構築において、これまでに参照されてきたプレート境界地震の SMGA 震源モデルは、既往文献から収集されたものであり、強震 動 予 測 の 対 象 周 波 数 （ 0.1～ 10 Hz） で 解 析 さ れ た 2011 年 東 北 地 方 太 平 洋 沖 地 震（Mw9.0）、2003 年十勝沖地震（Mw7.9）、1994 年三陸はるか沖地震（Mw7.7）をはじめとする過去の Mw6.0〜9.0 のプレート境界地震のものであった。これらのプレート境界
地震は、東北地方から北海道にかけての日本海溝沿いで発生した地震であった。従来、
南海トラフ域で同様の解析を行うことのできるプレート境界地震が発生していなかったためである。南海トラフの震源域上に位置する熊野海盆周辺海域では、国立研究開
発法人防災科学技術研究所及び国立研究開発法人海洋研究開発機構（ JAMSTEC）によって地震・津波観測監視システム（DONET１）が整備、運用されている。そのような状況下で、2016 年４月１日に熊野灘で M JMA 6.5 の低角逆断層型のプレート境界地震が発生
381

した「Wallace et al. ，2016」。この地震は、南海トラフで発生した M６クラスのプレート境界地震として希有なものであることに加え、DONET１の全観測点において、この地震の強震動が観測された（図３－10－⑤－６）。特に、震源に近い海底観測点では、陸域の観測点に比べ、極めて大きな地震動が観測された。陸上の観測点での観測最大震度は４であったのに対し、E ノードの KME20 では、震度７相当の強震動が記録された（図３－10－⑤－７）。南海トラフでのプレート境界地震の震源特性を検討する上で、滅多に取得することのできない貴重な記録が得られたため、今年度は DONET１の観測記録を解析し、2016 年熊野灘の地震の SMGA 震源モデルを推定した。解析手法は、従来、東北日本のプレート境界地震に適用されてきた手法と同様に、経験的グリーン関
数法（「Irikura, 1986」）によるフォワードモデリングを用いた（例えば、「Miyake etal. , 2003」）。「Asano and Iwata，2012」は本手法により、2011 年東北地方太平洋沖地震を対象に４つの SMGA を推定し、各 SMGA の震源パラメータを得ている。本業務においても、「Asano and Iwata，2012」の手続きに従い、2016 年熊野灘の地震の SMGAのパラメータを強震波形モデリングに基づいて推定した。
観測記録は、DONET１の海底強震計、JAMSTEC 長期孔内観測システムの海底ボアホール強震計（KMDB１）ならびに紀伊半島の広帯域地震観測網 F-net（KIS）及び京都大学
防災研究所（SMK）の VSE-355G３強震計の記録を使用した（図３－10－⑤－８）。破壊
開始点（震源）位置は、「 Wallace et al. ，2016」によって再決定された位置（33.34999
136.4010

N,

E, 11.37 km）に固定し、SMGA の長さ、ライズタイム、破壊伝播速度、SMGA

内の相対的な破壊開始位置を未知パラメータとして、グリッドサーチにより推定した。
経験的グリーン関数として採用した小地震記録は、同日の 13 時４分に発生した M JMA 3.2の余震記録である。グリッドサーチによる推定結果を図３－10－⑤－９に示す。最適解は、SMGA の長さ 4.5 km、面積 20.3 km 2 、ライズタイム 0.32 秒、破壊伝播速度 3.3 km/s
であり、主として北に向かって、浅部から深部に破壊が進む破壊様式となった。 図３－10－⑤－10 に観測波形と合成波形の比較を示す。この図では、0.4～10 Hz の加速度、速度、変位波形を比 較 している。海域及び 陸 域の観測点について 、 推定された SMGA
モデルに基づく合成波形は観測波形の特徴をよく説明している。
SMGA 面積と地震モーメントの関係について、2016 年熊野灘の地震と既往のプレート境界地震の結果を比較した図を図３－10－⑤－11 に示す。東北日本で発生した既往のプレート境界地震（図中の黒丸）と異なり、2016 年熊野灘の地震（図中の黒星印）のSMGA 面積は、同規模の内陸地殻内地震のもの（図中の灰丸）に近いという結果が得られた。このことから、SMGA 面積の地震規模依存性に関して、南海トラフ沿いの地震と
東北日本日本海溝沿いの地震では、異なる特徴を有していることが分かった。ただし、
南海トラフでの解析事例はこの１例のみであるため、これが南海トラフにおける普遍的な性質と言えるかどうかについては、将来的にさらに事例を積み重ねることで検討を続けていかなくてはならない。また、本成果の利用に際しては、震源モデルの不確実性について注意をすべきである。

382

図３－10－⑤－６

2016 年熊野灘の地震で観測された最大速度（左）及び最大加速度（右）の分布。DONET１、K-NET、KiK-net、気象庁、滋賀県、大阪府、和歌山県、兵庫県、徳島県、京都大学防災研究所の強震記録を用いた。

図３－10－⑤－７

2016 年熊野灘の地震での計測震度相当値の分布。DONET１、K-NET、KiK-net、気象庁、滋賀県、大阪府、和歌山県、兵庫県、徳島県、京都大学防災研究所の強震記録を用いた。

383

図３－10－⑤－８

2016 年熊野灘の地震及び余震の震央（☆印）、解析に使用した観測点（▲印）。

図３－10－⑤－９（a）2016 年熊野灘の地震の震源モデルの概念図。（b）グリッドサー
チによるモデルパラメータ空間上の残差分布。★印が最適解を表す。

384

図３－10－⑤－10

観測波形（黒）及び合成波形（赤）の比較。周波数帯は 0.4～10 Hz。

図３－10－⑤－11強震動生成域の面積と地震モーメントの関係。

(c) 結論ならびに今後の課題
強震動予測のための巨大地震震源モデルの構築に関して、今年度は、不均質 SMGA モ
デルを南海トラフ巨大地震の地震動予測に適用し、大阪盆地地域の地震動を計算した。
均質 SMGA モデルによる計算波形との比較から、高周波数成分が増強されることがわかった。今後は、破壊伝播など、残る震源パラメータの不均質分布のモデル化を進め、波形モデリングを通して不均質 SMGA モデルの妥当性を検討したい。また、海域と陸域の強震記録を併用し、2016 年４月１日熊野灘の地震（M JMA 6.5）の震源モデルを推定した。
得られた震源モデルの SMGA 面積は、20.3 km 2 であり、同規模の内陸地殻内地震と同程度の面積であった。このことから、南海トラフのプレート境界地震は、東北日本のプレ385

ート境界地震とは異なる SMGA 面積－地震モーメントの関係を有している可能性が考えられる。
(d) 引用文献
Asano, K. and T. Iwata, Source model for strong ground motion in 0.1–10 Hz during
the 2011 Tohoku earthquake. Earth Planets Space, 64, 1111 –1123, 2012.
Irikura, K., Prediction of strong acceleration motions using empirical Green’s
function. Proc. of the 7th Japan Earthq. Eng. Symposium, Tokyo, Japan, 151–
156, 1986.
Miyake, H., T. Iwata, and K. Irikura, Source characterization for broadband
ground-motion simulation: Kinematic heterogeneous source model and strong
motion generation area. Bull. Seismol. Soc. Am., 93, 2531 –2545, 2003.
中村洋光・宮武隆, 断層近傍強震動シミュレーションのための滑り速度時間関数の近似式．地震 2，53，1-9, 2000.
Pitarka, A., 3D elastic finite-difference modeling of seismic motion using
staggered grids with nonuniform spacing. Bull. Seism. Soc. Am., 89, 54-68,
1999.
Sekiguchi H, Asano K, Iwata T, Yoshimi M, Horikawa H, Saomoto H, Hayashida T(2016) Construction of 3D velocity structure model of Osaka sedimentary basin.
In: Proceedings of the 5th international symposium for effects of surface
geology on seismic motion, Taipei, 15–17 August, 2016
古村孝志, ３次元不均質場での波動伝播と強震動シミュレーション，A70，日本地震学会講演予稿集, 2002 年度秋季大会，横浜，2002．
Wallace, L. M., E. Araki, D. Saffer, X. Wang, A. Roesner, A. Kopf, A. Nakanishi,
W. Power, R. Kobayashi, C. Kinoshita, S. Toczko, T. Kimura, Y. Machida, and
S. Carr, Near-field observations of an offshore Mw 6.0 earthquake from an
integrated seafloor and subseafloor monitoring network at the Nankai trough,southwest Japan. J. Geophys. Res., 121, 8338–8351, 2016.
⑥強震動・津波・地殻変動シミュレーションに基づく地震・津波ハザードの評価(a) 業務の要約
南海トラフ巨大地震による長周期地震動評価の高度化のために、関東平野を対象として、震源モデルの多様性が長周期地震動の生成・伝播に与える影響と、これによる都心部での長周期地震動の推定の変動（バラツキ）の大きさを評価した。震源断層モデルの違いによる地震波の放射特性の変動に加えて、関東平野の３次元不均質構造による地震
波の伝播・増幅特性の影響を加味し、都心における長周期地震動の生成と変動要件を総合的に検討した。2011 年東北地方太平洋沖地震を含む、日本海溝沿いで起きる地震では、その震源メカニズムにより関東方向への表面波の放射が弱いこと、加えて、表面波の入射方向にあたる関東平野の北東側の緩やかな基盤構造 は表面波の強い増幅 を起こ
386

さないことが確認できた。一方、2004 年新潟県中越地震や想定される南海トラフ地震のように、関東平野の北西〜西側で起きる地震では、これらの地域の地震で特徴的な震源メカニズムによる地震波放射特性から 関東平野への長周期地震動 の入射が大きいこと、さらにこれらの地震では震源メカニズムが多少変動しても、平野の北西側に溝状に延びた基盤構造が表面波を捉え、都心へと表面波を誘導する効果により、いつも長周期地震動が大きくなることを確認した。
地震直後に東京大学地震研究所によって行われた 1944 年東南海地震（M JMA 7.9）、1946
年南海地震（M JMA 8.0）、1945 年三河地震（M JMA 6.7）、1948 年福井地震（M JMA 7.1）の震度アンケート調査の結果を再検討することにより得られた高密度な震度分布から、これらの地震の不均質断層モデルを推定した。1944 年東南海地震では熊野灘と遠州灘東部において地震波が強く放射された領域（以下、「アスペリティ」）を持つ不均質断層モデルが推定され、1946 年南海地震では高知県沖と紀伊水道沖にアスペリティを持つ
不均質断層モデルが推定された。1945 年三河地震については、震源付近から仮定した断層面の南東浅部にかけてアスペリティを持つ不均質断層モデルが推定された。1948
年福井地震については、震源付近の仮定した断層面の深部から南部の浅い領域にかけてのアスペリティを持つ不均質断層モデルが推定された。 本研究で推定された不均質断層モデルのアスペリティ分布と既往研究のそれとは良い一致を示し 、高密度に得られたアンケート震度分布から、特に内陸地震に関して、 その震源モデルを高い精度で得ることが可能であることが確認された。
三重県において、1707 年宝永地震、1854 年安政東海地震、1944 年昭和東南海地震
に関する文献資料の調査と収集を行った。その結果、度会郡南伊勢町棚橋竃にいて宝永・安政・昭和の被害比較が可能であることが分かった。また、今年度の文献資料調
査から、新たな津波高測定地点の候補が複数点確認された。三重県度会郡南伊勢 町五ヶ所浦区、相賀区、奈屋浦区、河内区、古和浦区、棚橋竃区において、昭和東南海地
震津波による津波高を測定した。その結果、旧南勢町（五ヶ所湾地域）で ７地点、旧
南島町で９地点の 1944 年東南海地震の津波高が得られた。そのうち５地点は遡上高である。五ヶ所浦区・古和浦区の浸水高は３m 程度、奈屋浦区のそれは４m 程度であった。
(b) 業務の成果
1) 関東平野における長周期地震動生成の方位依存性評価
関東平野における長周期地震動の生成・増幅には、強い震源方位依存性がある。そして、東北の方位で発生する地震では、他の方位の地震と比較して長周期地震動の生成強度が弱いことが指摘されている（「古村，2014」、「Furumura，2014」）。
こうした、長周期地震動生成の特徴的な方位変動を作り出す原因として、関東平野の３次元不均質構造における長周期地震動（表面波）の伝播・増幅特性に加え、 震源から関東平野に向けての長周期の地震波（表面波）の放射指向性（Radiation pattern）
が影響していると考えられる。2004 年新潟県中越地震や 2007 年新潟県中越沖地震のように、東北日本で発生する内陸地震には、地殻の広域応力場を反映して北西 —南東圧
縮の逆断層の震源メカニズムを持つものが多く、これらの地震では震源から関東平野
387

方向に向けて SV 波（Raleigh 波）の放射が強い。一方、太平洋岸の地震でからは関東方向への SV 波の放射が弱いことが、長周期地震動生成の方位依存性を作る原因と考えられる。
そこで、2004 年新潟県中越地震（M6.8; h=５km）と 2011 年福島県浜通りの地震（M6.6,
h=８km）を対象に、震源メカニズム（断層の走向）を変えた地震波伝播シミュレーシ
ョンを実施して、都心での長周期地震動の速度応答スペクトルの変動を調べた。計算には、全国１次地下構造モデル（JIVSM「Koketsu et al. ，2012」）を用い、都心における周期７秒前後の長周期地震動を３次元差分法シミュレーションに基づき評価した（図３—10—⑥−１）。震源断層は 24 km×13 km の矩形型とし、200×200 個の点震源を断層面上に配置して周期１秒のパルス幅を持つ地震波を放射させることで、Mw6.8 規模の地震断層運動をモデル化した。新潟県中越地震の逆断層型の震源メカニズムは防災科学技術研究所の F-net 解（走向 212 度、傾斜角 47 度、すべり角 90 度）を採用した。また、福島県浜通りの地震のシミュレーションについても同様に、走向 132 度、
傾斜角 50 度、すべり角-80 度の正断層型の解を用いて計算を行った。

図３—10—⑥−１

３次元差分法に基づく長周期地震動の計算領域とその鉛直（A-A’）

断面。2004 年新潟県中越地震（M6.8; h=８km）と 2011 年福島県浜通りの地震（M6.6,
h=８km）の震源メカニズム（防災科学技術研究所 F-net による）を示す。
図３—10—⑥−２に差分法シミュレーションから求められた、２つの地震の長周期地震動の伝播のスナップショット（地震発生から 48 秒と 90 秒後）を示す。計算された地震波形速度成分と観測波形の特徴（長周期地震動の卓越周期、継続時間、速度応答ス
ペクトルレベルなど）が良く一致することを確認した。
新潟県中越地震の震源断層から放射された地震波が関東平野に入射し、厚い堆積層
で強く増幅され、都心に大振幅かつ長時間継続する揺れが作り出される様子が確認できる（図３—10—⑥−２(a)）。一方、福島県浜通りの地震（図３—10—⑥−２(b)）からは、関東方向に向け南東―北西方向への地震波の放射が強く、南南西方向の関東平野に向けての地震波放射が弱い。その結果が、新潟県中越地震と比べて、都心での長周期地
388

震動の強度が弱めていると判断できた。
次に、新潟県中越地震と福島県浜通りの地震について、それぞれ断層走向を 45 度ず
つ回転させた８個の仮想震源モデルを用いて差分法シミュレーションを実施し、関東
平野の中央に位置する川越地点（SIT009 観測点）での速度波形と速度応答スペクトルの変動を調査した。
新潟県中越地震では、実際の震源の断層走向を 180 度回転させた場合に関東平野内での長周期地震動のレベル（固有周期７秒での速度応答スペクトル値）が最も大きくなることが確認された。この断層走向は、関東平野方向への SV 波（又は Rayleigh 波）の放射強度が強い方向に対応する。逆に、断層走向を 45 度、又は 315 度回転させ、関東平野への SV 波の放射を弱くした場合には、関東平野での長周期地震動のレベルが1/2 程度に小さくなることを確認した。

図３—10—⑥−２

３次元差分法シミュレーションにより求められた、地震波動場のスナ

ップショット。地震発生から 48 秒後と 90 秒後。赤は水平動、緑は上下動の揺れを表す。（a）2004 年新潟県中越地震、（b）2011 年福島県浜通りの地震。
それぞれの計算結果から得られた川越地点での速度応答スペクトルを比較すると、389

断層メカニズム（走向）の回転と SV 波の放射パターンの変化に合わせて、都心の長周期地震動の速度応答スペクトル値が変動する際に、その挙動は連続的ではなく、ある
走向を越えると応答レベルの大小が急激に変動し、速度レベルの大／小のグループに二極化することが分かった。地震波伝播のスナップショットを確認したところ、震源から放射された長周期の地震動は、関東平野の北西方向の（熊谷〜高崎にかけての）の溝状の厚い（>3000 m）堆積構造（低速度帯）に周囲の岩盤構造（高速度帯）から“吸い込まれる”ように集まり、強く増幅される特徴が確認できた（図３—10—⑥−２(a)）。
そして、溝状構造による地震波の集中と増幅は、断層走向の変動により地震動の放射パターンが多少変動しても、いつも起きることが分かった。そして、断層走向の回転が大きくなり、溝状構造に対して長周期の地震動がほとんど放射されない状態に なると初めて増幅が止まり、都心での長周期地震動レベルが急激に低下することが 分かった。すなわち、この溝状構造に長周期の地震波が捉えられるか否かが都心の長周期地震動のレベルに大きく影響するものと考えられる。

図３—10—⑥−３

2004 年新潟県中越地震と、走向を回転させた仮想地震を用いた長周期地震動 のシミ ュレー ション結 果。 K-NET SIT009 観測 点（川 越地点 ）での速 度波形
Radial 成分と速度応答スペクトル（水平動、減衰定数＝５％）の比較。黒は観測波形、オレンジはシミュレーション波形を表す。赤と青は断層走 向を回転させた場合のシミュレーション結果。青は長周期地震動が弱いグループ、赤は大きいグループを表す。
図３—10—⑥−４に、2011 年福島県浜通りの地震の断層メカニズムを回転させた、仮想地震のシミュレーション結果を示し、観測との速度波形及び速度応答スペクトルと比較する。この地震では関東平野への SV 波（Rayleigh 波）の放射が弱く、断層走向を回転させた８つの仮想震源の計算結果と比較しても、その中の最も小さいものに相当することが確認できた。この地震において、都心で観測された長周期地震動の速度
応答レベルは、断層走向を 90 度回転させた仮想震源による計算結果の数分の１程度となった。そして、長周期地震動の速度応答レベルは、断層走向を 225 度回転させ場合
390

に、最も大きくなり、観測の 1.5 倍程度となることも確認した。
福島県浜通りの地震の断層走向の変動と都心での長周期地震動レベルの変動のリン
クは、先に述べた新潟県中越地震のものと異なることもわかった。この地震では、断層走向の変化とともに都心での長周期地震動のレベルは直接的に変動し、震源からの地震波の放射強度にそのまま反映していることが考えられる。これは、関東平野の北東側からの地震波の入射において、先に述べたような局所的な構造異常（溝状の堆積層構造）がなく、平野中央に向けて基盤が緩やかに深くなるシンプルな構造であることで、長周期の地震動がそのまま都心へと伝わるためと 説明づけられる。

図３—10—⑥−４

2011 年福島県浜通りの地震と、走向を回転させた仮想地震を用いた

長周期地震動のシミュレーション結果。K-NET SIT009 観測点（川越地点）での速度波
形 Radial 成分と速度応答スペクトル（水平動、減衰定数＝５％）の比較。黒は観測波
形、緑はシミュレーション波形を表す。その他は、断層走 向を回転させた場合のシミュレーション結果を表す。
2)

アンケート震度調査に基づく過去地震の震源モデル推定

平成 28 年度までに、地震直後に東京大学地震研究所によって行われた 1944 年東南海地震（M JMA 7.9）、1946 年南海地震（M JMA 8.0）、1945 年三河地震（M JMA 6.7）、1948 年
福井地震（M JMA 7.1）の震度アンケート調査の結果の再検討を行った結果、中央気象台（気象庁）によって発表されている震度分よりも高密度の震度分布が得られた。 図３—10—⑥−５〜図３—10—⑥−８は、1944 年東南海地震、1946 年南海地震、1945 年三河地震、1948 年福井地震のアンケート震度分布を示す。図３—10—⑥−５の 1944 年東南海地
震のアンケート震度ついては、濃尾平野や諏訪盆地内において高密度なアンケート震度を得ることができたが、アンケート回収の密度にムラがあったために、気象庁の震度分布と統合している。図３—10—⑥−６の 1946 年南海地震については、「中央気象台，
1953」によって報告されている震度が 585 点であるのに対して、1011 点の非常に高密
391

度なアンケート震度データを得ることができた。さらに、図３—10—⑥−７、図３—10—⑥−８に示すように、三河地震と福井地震についても、気象庁の震度分布がほとんど報告されていない震源域周辺において高密度に得られ、これらの地震の断層モデルの精度の高い明確化に利用できることが期待できる。

図３—10—⑥−５

1944 年東南海地震のアンケート震度分布と「中央気象台，1951」による震度分布（370 点）。星印と矩形は、それぞれ本震の震央と仮定した断層面を示す。

図３—10—⑥−６

1946 年南海地震のアンケート震度分布（1011 点）。星印と矩形は、そ392

れぞれ本震の震央と仮定した断層面を示す。

図３—10—⑥−７

1945 年三河地震のアンケート震度分布（149 点）。星印と矩形は、それぞれ本震の震央と仮定した断層面を示す。

図３—10—⑥−８

1948 年福井地震のアンケート震度分布（545 点）。星印と直線は、それぞれ本震の震央と仮定した断層面の上端を示す。
本年度では、1944 年東南海地震、1946 年南海地震、1945 年三河地震、1948 年福井地震について、前年度までに得られたアンケート震度分布を用いてこれらの地震の震源モデルの明確化、すなわち、これらの地震の不均質断層モデルを推定した。不均質393

の推定には、「司・翠川，1999」による地震動の最大速度と最大加速度の距離減衰式を用いた。この距離減衰式では、等価震源距離を考えることにより、断層面上の不均質を考慮した地震に対する地震動の最大速度と最大加速度を評価することができる。したがって、「神田・武村，2003」、「神田・武村，2004」で行われたように、震度分布から等価震源距離を計算する際に用いる断層面の不均質を逆に推定するという方法をとった。
具体的には、以下の手続きで震度の計算を行った。まず、「司・翠川，1999」の距離減衰式をもちいて、S 波速度 600m/s の硬質地盤における地震動の最大速度を計算する。
次に、「 松岡・翠川，1994」による表層地盤の速度増幅度算定式を用いて、S 波速度 600m/sの硬質地盤から S 波速度 400m/s に相当する工学的基盤における地震動の最大速度を計算す る 。そ し て、 地 表 にお け る地 震 動の 最 大 速度 を J-SHIS（Japan Seismic Hazard
Information Station）の表層地盤データを用いて計算し、これから「藤本・翠川，2005」の式を用いて震度を計算した。1945 年三河地震と 1948 年福井地震による震度の計算に際して、断層破壊伝播による地震波の指向性（Directivity）と地震波の放射指向性（Radiation pattern）による効果を、「香川，2009」による評価式を用いて考慮した。
なお、1944 年東南海地震と 1946 年南海地震については、「香川，2009」の評価式の適応外であるために、これらの効果を考慮しなかった。
本研究で考慮した Directivity と Radiation pattern の「香川，2009」による評価
式には断層の不均質が考慮されているので、不均質断層モデルの推定には、「神田・武村，2003」、「神田・武村，2004」が行ったような線形インバージョンによって求めることができない。したがって、本研究では、モンテカルロ法を用いて不均質断層モデ
ルを推定した。具体的には、仮定した断層面上を複数の小断層に分け、それぞれの小断層に、断層面全体での総和が 1.0 になるように 0.0〜1.0 の重みを乱数で与えた不均
質断層モデルを 100,000 通り仮定し、その中から、計算された震度とアンケート震度との残差の二乗和が最小になるような不均質断層モデルを最適なモデルとして採用した。なお、1945 年三河地震と 1948 年福井地震については、「武村，1990」の式を用いて、気象庁マグニチュード（M JMA ）からモーメント・マグニチュード（M W ）を求めた。
1944 年東南海地震と 1946 年南海地震に関しては、複数の M W を仮定して不均質断層モ
デルを計算し、計算震度とアンケート震度との残差が最小になるような M W を求めた。

394

図３—10—⑥−９

推定された 1944 年東南海地震の不均質断層モデル。色の濃さは地震

波放射強度を示す。

図３—10—⑥−10

推定された 1946 年南海地震の不均質断層モデル。色の濃さは地震波

放射強度を示す。

395

図３—10—⑥−11

推定された 1945 年三河地震の不均質断層モデル。色の濃さは地震波

放射強度を示す。青線は地表地震断層の地表トレース。

図３—10—⑥−12

推定された 1948 年福井地震の不均質断層モデル。色の濃さは地震波

放射強度を示す。青線は活断層の地表トレース。
図３—10—⑥−９〜図３—10—⑥−12 に、本研究で推定された 1944 年東南海地震、1946
年南海地震、1945 年三河地震、1948 年福井地震の不均質断層モデルを示す。さらに、
図３—10—⑥−13〜図３—10—⑥−16 は、本研究で推定された 1944 年東南海地震、1946 年
南海地震、1945 年三河地震、1948 年福井地震の不均質断層モデルから計算された震度分布である。1944 年東南海地震については、熊野灘と遠州灘東部 において地震波が強く放射された領域（以下、「アスペリティ」）を持つ不均質断層モデルが推定された（図３—10—⑥−９）。本研究によって推定された２つのアスペリティは、「神田・武村，2003」
396

によって推定されたそれらと近い位置に分布している。推定された 1944 年東南海地震の不均質断層モデルから計算された震度分布（図３—10—⑥−13）について、特に震度 Vの分布についてはアンケート震度の分布（図３—10—⑥−８）と比較的良い対応を示していることが分かる。1946 年南海地震については、高知県沖と紀伊水道沖にアスペリテ
ィを持つ不均質断層モデルが推定された（図３—10—⑥−10）。これらのアスペリティ分
布は、「神田・武村，2003」によって気象庁震度震度のインバージョンによって求められた短周期地震波発生域とほぼ同じ位置に推定されていることが分かった。推定された 1946 年南海地震の不均質断層モデルから計算された震度分布（ 図３—10—⑥−14）について、計算された震度 V の分布範囲は、震度 V のアンケート震度分布（図３—10—⑥−６）と比べて小さくなっている。一方、計算された震度 IV の範囲は、アンケート震度
IV の範囲と比べて広く分布している。1945 年三河地震については、震源付近から仮定
した断層面の南東浅部にかけてアスペリティを持つ不均質断層モデルが推定された（図３—10—⑥−11）。そして、推定されたアスペリティと「山中，2004」によって近地地震波から推定された大すべり域が比較的近い位置にあることが分かった。推定された 1945 年三河地震の不均質断層モデルから計算された震度分布（ 図３—10—⑥−15）について、計算された震度 V の分布範囲は、震度 V のアンケート震度分布（図３—10—⑥−６）と比べてやや広く分布している。1948 年福井地震については、震源付近の仮定した断層面の深部から南部の浅い領域にかけてのアスペリティを持つ不均質断層モデルが推定された（図３—10—⑥−12）。このアスペリティの位置と「菊地・他，1999」による地震波インバージョンによって推定されたアスペリティの位置は、ほぼ一致することが分かった。推定された 1948 年福井地震の不均質断層モデルから計算された震度分
布（図３—10—⑥−15）について、計算された震度 V の分布範囲は、震度 V のアンケート
震度分布（図３—10—⑥−６）の範囲と比べて小さい。したがって、高密度に得られたア
ンケート震度分布から、特に内陸地震に関して、その震源モデルを高い精度で明確化することが可能であることが分かった。

397

図３—10—⑥−13

推定された 1944 年東南海地震の不均質断層モデルから計算された震度分布（370 点）。図中の記号は図３—10—⑥−５と同じ。

図３—10—⑥−14

推定された 1946 年南海地震の不均質断層モデルから計算された震度分布（1011 点）。図中の記号は図３—10—⑥−６と同じ。

398

図３—10—⑥−15

推定された 1945 年三河地震の不均質断層モデルから計算された震度分布（149 点）。図中の記号は図３—10—⑥−７と同じ。

図３—10—⑥−16

推定された 1948 年福井地震の不均質断層モデルから計算された震度分布（545 点）。図中の記号は図３—10—⑥−８と同じ。
三重県において、1707 年宝永地震、1854 年安政東海地震、1944 年昭和東南海地震
に関する文献資料の調査と収集を行った。三重県南伊勢町棚橋竃地区においては、1944
年東南海地震当時の同地区における住民の動向についての詳細な記録『棚橋竃の東南
海津波記』を確認し、複写収集した。地震発生の 43 年後に作成されたものであるが、被災者に直接取材して作成されており、その詳細さも含め非常に貴重な文献である。
399

また、1707 年宝永地震による同地区における被害状況を記録した『宝永四年十月四日
ニ大地震津浪上り候時地下中人数覚帳』を確認し、複写収集した。この史料は戸別に
人的被害をまとめたもので、被害状況を復元する上で有効な史料が少ない宝永津波にあって当史料は貴重であり、また棚橋竃における宝永・安政・昭和の地震被害の比較が可能であることが分かった。また、今年度の文献資料調査から、新たな津波高測定地点の候補が複数点確認された。
三重県度会郡南伊勢町五ヶ所浦区、相賀区、奈屋浦区、河内区、古和浦区、棚橋竃
区において、レーザー距離計を用い、昭和東南海地震津波による津波高を測定した。
測定には、おもに当該地区住民の聞き取り調査結果を使用した。1944 年東南海地震発
生から 70 年以上経っているが、当該地域には地震経験者が多数住居しており、聞き取
り調査結果であるが比較的信頼性の高い浸水高・遡上高が得られた。また、五ヶ所浦区の山本家、河内区の加藤家では、1944 年東南海地震による津波痕跡を確認し、浸水高を計測した。測定にはレーザー距離計 TruPulse360 を用い、2500 分の１地形図記載の標高点を基準として行った。浸水高は「行谷・都司，2005」を参考にして推定した。
本年度の津波高測定の結果、旧南勢町（五ヶ所湾地域）で７地点、旧南島町で９地点の 1944 年東南海地震の津波高が得られた。そのうち５地点は遡上高である。五ヶ所浦区および古和浦区の浸水高は、３m 程度であった。奈屋浦区では４m 程度となった。
(c) 結論ならびに今後の課題
関東平野における長周期地震動の生成強度の方位変動には、日本の各地の応力場に反映した地域毎の地震の震源メカニズムに対応した地震波（表面波）放射パターンと、
関東平野の方位との関係に加え、関東平野に入射した長周期地震動（表面波）の増幅
特性に方位性が、の二つの影響が大きいと結論づけられた。
新潟県中越地震のように、関東平野の北西方向で起きる地震では、関東平野への長周期の地震動の放射が強く、さらに平野の北東部の溝状の堆積層構造に地震波が捉えられることで都心に振幅が大きく継続時間の長い長周期地震動が生成することがわかった。他方、福島県浜通りの地震のように、関東平野の北東方向の地震の断層メカニ
ズムでは、関東方向への長周期地震動の放射が弱いことが考えられ、またこの地震波の入射方位の基盤構造の変化が緩やかであるために、地震波の放射パターンの強度が直接関東平野の長周期地震動の変動を規定することがわかった。
2011 年東北地方太平洋沖地震（M9.0）では、その地震規模に対して長周期地震動のレベルは比較的弱く、震源距離がほぼ等しい 1994 年東南海地震（M7.9）の際の都心の長周期地震動のレベルと同程度であった（すなわち、M9.0 という地震の規模に対して小さかった）ことが指摘されている（「古村, 2014」、「Furumura，2014」）。東北地方太平洋沖地震のメカニズ ムは、本研究で検討し た福島県浜通りの地震 の走向を 45〜90度程度回転させたものに相当し、関東方向への長周期地震動の放射は比較的弱かった
ことが考えられる。
一方、1944 年東南海地震（Mw 7.9）や 2004 年紀伊半島南東沖地震（Mw 7.6）からの都心 での大 振幅か つ 継続時 間の長 い長周 期 地震動 の観測 （「Miyake and Koketsu，
400

2005」、 「Furumura et al. ，2008」が示すように、南海トラフ沿いの地震では長周期地震動の関東平野に向けての強い放射と、トラフ軸に沿って発達する厚い堆積層（付加体）の影響により、震源メカニズムの変動によらずいつも大きくなる可能性が高い。
1944 年東南海地震（M JMA 7.9）、1946 年南海地震（M JMA 8.0）、1945 年三河地震（M JMA 6.7）、
1948 年福井地震（M JMA 7.1）のアンケート震度分布から、これらの地震の不均質断層モ
デルを推定した。その結果、1944 年東南海地震では熊野灘と遠州灘東部において地震
波が強く放射された領域（以後、簡単のためにアスペリティと呼ぶ）を持つ不均質断層モデルが推定され、1946 年南海地震では高知県沖と紀伊水道沖にアスペリティを持
つ不均質断層モデルが推定された。これらのアスペリティは、「神田・武村，2003」による気象庁震度を用いた震度インバージョンによって求められた短周期地震波発生域と比較的近い位置に推定されていることが分かった。1945 年三河地震については、震源付近から仮定した断層面の南東浅部にかけてアスペリティを持つ不均質断層モデルが推定された。推定されたアスペリティと「山中，2004」によって近地地震波から推定された大すべり域が比較的近い位置にあることが分かった。1948 年福井地震については、震源付近の仮定した断層面の深部から南部の浅い領域にかけてのアスペリティを持つ不均質断層モデルが推定された。このアスペリティの位置と「菊地・他，1999」
による地震波インバージョンによって推定されたアスペリティの位置は、ほぼ一致す
ることが分かった。したがって、高密度に得られたアンケート震度分布から、特に内陸地震に関して、その震源モデルを高い精度で明確化することが可能であることを示した。
三重県において、1707 年宝永地震、1854 年安政東海地震、1944 年昭和東南海地震
に関する文献資料の調査と収集を行った。その結果、1944 年東南海地震の記録『棚橋竃の東南海津波記』、1707 年宝永地震による同地区における被害状況を記録した『宝永四年十月四日ニ大地震津浪上り候時地下中人数覚帳』を確認し、複写収集した。また、今年度の文献資料調査から、新たな津波高測定地点の候補が複数点確認された。
三重県度会郡南伊勢町において、1944 年東南海地震津波による津波高を測定した。そ
の結果、旧南勢町（五ヶ所湾地域）で７地点、旧南島町で９地点の 1944 年東南海地震の津波高が得られた。そのうち５地点は遡上高である。五ヶ所浦区および古和浦区の浸水高は、３m 程度であった。奈屋浦区では４m 程度となった。
(d) 引用文献
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中央気象台, 21 日 04 時 19 分ごろの南海道大地震［顕］，気象要覧 昭和 21 年 12 月，
568，40-45，1953．
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地域安全学会論文集，７，214−246，2005．
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401

Furumura, T., Radiation and development of short- and long-period ground motions
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2004．
⑦1854 年安政東海地震および南海地震の史料再精査とそれに基づく現地調査(a) 業務の要約
安政東海・南海地震津波に関する歴史資料について、既往研究で未使用な史料を抽出・収集し、その解釈の問題点から再検討が必要な歴史資料を抽出し、これらの資料について再解釈を行い、これに基づいて現地調査を実施した。本調査から、和歌山県と三重県の県境（鵜殿）ではふたつの地震津波による津波被害が皆無であったことか
402

ら、津波終息点のひとつとして考えることができる。
(b) 業務の成果
１） 1854 年安政東海・南海地震津波に関する歴史資料の再精査
1854 年安政東海・南海地震津波の諸相は、既往の歴史地震研究（例えば、羽鳥、1978：
相田、1981）により検討されてきた。羽鳥・相田の先駆的な検討は 1980 年代前後に実施されたものであり、検討に用いられている史料はこの時代ではそれほど多く発掘されておらず、評価に用いている津波痕跡は数十点程度である。昨今、史料の新発掘と蓄積・整理により、この地震津波に関する膨大な史料は史料集に翻刻され整理されている。安政東海・南海地震の地震・波源像再構築を行うためには、これら史料の網羅的な再精査とそれに基づく痕跡高評価を行うことが急務である。また、これらの史料について、その成立過程や記述の信頼性に関する歴史学的見地からの評価も加えた精査が必要となる。
本年度は、安政東海・南海地震津波に関する歴史資料について、既往研 究で未使用な史料を抽出・収集し、その解釈の問題点から再検討が必要な歴史資料を抽出し、これらの資料について再解釈を行い、これに基づいて現地調査を実施した。
a) 文献資料調査の実施
本年度の調査では、まず『増訂大日本地震史料』、『新収日本地震史料』、『日本の歴史地震史料』、『紀伊半島地震津波史料―三重県・和歌山県・奈良県の地震津波史料』などに掲載されている 1854 年安政東海・南海地震の地震津波記事について、史料ごとに抽出した。
（表３—10—⑦—１）本年度の調査では、『増訂大日本地震史料』、『新収日本
地震史料』、『日本の歴史地震史料』、『紀伊半島地震津波史料―三重県・和歌山県・奈
良県の地震津波史料』に掲載されている 1854 年安政東海・南海地震の地震津波記事について、史料ごとに抽出した。
本年度は三重県における調査を重点的に進める事とし、三重県立図書館において文
献調査を実施し、三重県の地方史料の刊行物や地域史・郷土史研究の雑誌論文、ガリ版刷や古文書の解読原稿の稿本などを調査し、先述の史料集に掲載されていない史料の情報を収集した。同時に、先述の史料集に収録されている史料についても、作成者や成立年代など、その成立背景を判明する情報を収集した。
b) 既往研究における未使用史料と信頼度の評価
次に、安政東海・南海地震津波について論じている既往研究において、既に検討されている史料の抽出をおこなった。本調査で対象とした既往研究論文は、「 今村，1938」、「羽鳥，1976」、「羽鳥，1978」、「羽鳥，1979」、「都司，1979」、「羽鳥，1980」、「羽鳥・他，1983」、「都司・他，1991」、「都司・岩崎，1996」、「都司・行谷，2006」の 10 編である。これらの既往論文に示された津波痕跡点について、三重県。
・和歌山県・静岡県の三県を対象として痕跡情報を抽出し、さらにその痕跡点について典拠とする史料が明確な痕跡を抽出した。（表３—10—⑦—２）
403

表３—10—⑦—１
No.

対象史料集一覧
史料集名

1

新収日本地震史料 第五巻別巻五－一

2

新収日本地震史料 第五巻別巻五－二3

新収日本地震史料 補遺別巻

4

新収日本地震史料 続補遺別巻

5「日本の歴史地震史料」拾遺別巻

6「日本の歴史地震史料」拾遺二7「日本の歴史地震史料」拾遺三8「日本の歴史地震史料」拾遺四ノ上

9「日本の歴史地震史料」拾遺五ノ下

10

東海地方地震津波史料（Ⅰ・下巻）

11

紀伊半島地震津波史料12

復刻地震史料 第四巻

表３—10—⑦—２
三重 県

和歌 山 県

既往研究の痕跡数と引用史料

静岡

引用 史 料の

県

記載がある

三重 県

和歌 山 県静岡

引用 史 料の県記載がある痕痕跡跡

今村 (1938）

0

0

0

0

羽鳥 (1976)

0

0

1

1

記載なし

羽鳥 (1978）

0

0

54

47

記載なし

羽鳥 (1979)

21

3

0

24

記載なし

都司 (1979)

0

0

18

18

0

0

0

0

羽鳥 (1980)

0

2

0

2

0

39

0

38

0

12

0

11

記載なし

羽鳥ほか(1983)
都司ほか(1991)

111

6

24

141

都司･岩 崎(1996)

0

12

0

12

行谷・都司 (2005)

30

0

0

30

合計

275

404

0

11

0

7

記載なし
0

66

0

66

記載なし
122

c) 未使用史料の抽出と信頼度の評価前述したとおり、a)の過程で安政東海・南海地震に関する記述を有する歴史資料のリストから、b)の過程で抽出された既往論文で検討された津波痕跡点を除いた史料が、従来の先行研究において未使用の歴史資料ということになる。これらの未使
用史料について、さらに次のような基準での評価を行った。
①地震に関する直接の記録（庄屋が各地から取寄せた 被害記録など）。当時の写しも含む。
②地震からさほど遠くない時期に筆写された、または編集された記録。史料の性格については確認必要な記録もあり。
③原史料や史料の性格・年代について調査が必要な記録。
④史料の典拠が示されていないもの。
この基準により、新規調査あるいは再調査を要する津波痕跡地点について、 ①…
◎、②…〇、③…△に分類し、信頼度が④のもの、または情報源が言い伝えのみのものはここから除外した。現在までに史料の信頼度を評価できた地点は 140 地点であり、◎…34 地点、〇…22 地点、△…84 地点となった。（表３—10—⑦—３）
表３—10—⑦—３

三重県内の安政東海・南海津波の痕跡と史料の信頼度（その１）

番号 資料名場所

1 外宮子良館日記

2 外宮子良館日記

大湊

3 地震之事

4 御薗村誌

大湊

5 地震津波ニ付願書諸事控帳 甲賀

掲載書誌 掲載頁 津波被害の記述
新収日本
地震史料
1269御塩焼の竈損失
第５巻別5- 1275
1（以下「新収5-1」）
新収5-1

12691275

新収5-1

13131314

拾遺別阿児町史

6 地震大乱諸集記

越賀村 志摩町史

7 （志摩町越賀地下蔵文書）
8 （志摩町越賀地下蔵文書）
9 （志摩町越賀地下蔵文書）
10 （志摩町越賀地下蔵文書）
11 （志摩町越賀地下蔵文書）
12 （志摩町越賀地下蔵文書）

波切村
船越村
片田村
和具村
越賀村
浜島村

大王町史
大王町史
大王町史
大王町史
大王町史
大王町史

13 地震津波ニ付御上江書上帳 阿児

新収5-1

14 大地震之控

新収5-1

嘉永七寅年十一月四日朝よ15 り五日夜へ向け大地震並高
汐に付

新収5-1

大湊神社辺は大塩にて大変の由、

津波高の記述信頼

御塩殿神社
波入所の西隣◎日保見山八幡宮、
志宝屋神社（大湊神社不明）◎

河崎大いたみ、別して向河崎甚だしく、船江はかろし、大湊地震より津波にて大損
し、
河崎、向河崎、船つきせきは流失人多し、神社は大湊よりは 江、大湊
いたみすくなし、
鳥羽小浜まとやは津波にて大損し海上津浪にて大湊築屋敷は人家へ打揚
大湊築屋敷、役所、
563 て、御役所裏へも浪打揚り、磯瀬迄も揚3尺る、凡３尺斗も堤へ揚る、
津波5度押寄せ，丑寅より白浪十重二十重
107 に打重り，一時に村里中一面に押流し，磯 3丈5尺
際にて浪高さ3丈5尺，浪先17・8丁来り
御高札場相砕，普門寺兼百姓家以上56軒 御高札場、普門寺
539
流失，家数56軒
3m以上
233 流失潰家12軒
233 流失潰家16軒
233 流失潰家2軒
233 流失潰家136軒
233 流失潰家44軒

233 流失潰家1軒
上は岩本より汐廻り下は川尻より野千坊
縄手、汐打越、其後高さ3・4丈ほども之有り、天神下、三反田にて波打合に相成、村方一同汐のり、下筋は浜辺より汐打
岩本、川尻 3・4尺
1325越、・・・村内汐乗り深さ凡そ下筋6・7尺余 天神下、三反田
1327
もこれあり、当家内ゆ家上より３尺2寸汐の 下筋6・7尺り、・・・
５日夕刻にも地震これあり候えば、またぞろ高波浦田地打廻り、1253 大坂は浜手の者大津波にて人死数多、
汐入家13軒内床上まで5軒床下まで8軒、破損船1艘（40石積磯端）

405

△

○
◎
◎
◎
◎
◎
◎
◎
◎

◎

△
◎

表３—10—⑦—３

三重県内の安政東海・南海津波の痕跡と史料の信頼度（その２）

番号 資料名場所

16 津領郷中書上写

掲載書誌

新収5-1

掲載頁

津波被害の記述
津波高の記述
塩漬町数7町余砂入り、堤防切所長486間、堤防欠所長19854間、汐入43軒内28
軒床上まで10軒床下まで、漁船小越船破1256損12艘（流失共）、流失小屋2ヶ所（塩釜小屋共）、汐留破損133ヶ所、流失割木
11495把、日本の歴史地震史
料拾遺４ノ 845847
上（以下
「拾遺４
上」）

潰家50軒、半潰115軒、大破傾306軒、潰
土蔵12ヶ所、半潰破損傾124ヶ所、潰堂
2ヶ所、半潰大傾4ヶ所、汐入13軒、石垣崩2ヶ所、破船1隻

17嘉永七寅年十一月四日五日
津
地震高汐ニ付

18

甲賀宇奥の旧家中村兵助氏 甲賀（阿
新収5-1
蔵旧記
児）

19

寅十一月四日 大地震津波 名田（大新収5-1
荒痛控帳 名田村
王町）

13311334

20 十一月四日大地震痛控帳

名田（大
新収5-1
王町）

13341335

嘉永七年甲寅十一月四日
大地震 大津波記 釗光控

和具（志
新収5-1
摩町）

13411346

新収5-1

13461347

浜島村 新収5-1

13471349

南張村
嘉永七寅十一月大地震津浪
（浜島
新収5-1
控
町）

13601362

2122 津波流倒記

23 浜島旧記調子控

24

1331

25 当村汐入の人数

浜島村 拾遺別56656826 地震の記〈抜粋〉新収5-1

12601261

27 随筆耳の垢

松崎

新収5-1

28 随筆耳の垢

南島

新収5-1

29 竹川竹斎記

新収5-1

30 三重県松ヶ崎郷土史

新収5-1

流失家134軒、流失隠居59軒、納屋128
軒、大潰家11軒、半潰家11軒ほか
大痛家15軒、土蔵5ヶ所、納屋12軒、潰こや1軒、
大井之浜堤17間、大野大堤27間程、六枚道堤13間・両堤汐痛田10石余、蟹田砂入
1石余、大井之浜砂入8斗余、ほこち砂入2
石、宇津木谷堤30間程、鰯浦間の義は水込にあいなり、ほか
大野堤27間、六枚路13間、大井之浜堤14間程、ほか畑高被害
未申の方位より海面一様潮高くあいなり、浜辺は至る所踏み込み、潮湧出、あたかも温泉の如し、最初の波先1丁余込入り、又1丁余汐干去り、高さ3丈余の大波となり、波
先7丁斗込入り、人家124軒、隠居14軒、土蔵2ヶ所、作納屋52軒流失、12軒大潰れ、船大小116艘、ほか家財残らず流失
汐干およそ3・4尋、山のごとき高さ3丈ばかり、波先5・6丁程込入り御高札場および普門寺、倒れ在家21軒、納屋14ヶ所、土蔵
1ヶ所、流失24軒、土蔵6ヶ所大潰れ破損、
浜辺筋田地砂入大荒れ2町2反8畝17歩ほ
か両村へ津浪家々へ5・6尺は浪押入り村中
半分は2・3尺計りも浪押上り、残らず少々
づつ上りこれあり候へども格別の痛むこれなく、その時の大津波にて浜辺新田大破に、不通田地一ヶ所もこれなく、浜畑へ汐入、麦は皆無、村々流失大痛潰れ家数900軒余と聞き及
ぶも当村方にては潰家これなく流失家30軒、潰家17軒、半潰29軒、宝永より汐高さ3尺余、高き隠居屋敷へも1尺余
上り、本家汐高さ平もの5寸ばかりもつき
床上浸水9戸、床下浸水5戸、郷蔵の詰米68俵が沢手米となり、前浜堤防大破、隣村について、和具村136軒、越賀村44
軒、田曽村16軒流失
田の破れ、青名を吹出し所有之、近辺にては蛸路の地大荒也

1261 松崎辺高汐床上1尺7・8寸
1261 南島津浪家蔵申すに及ばず怪我人多し、
1261- 津岩田橋へ水上り所々家倒れしと云1262
六軒雲津に津波上りしと云
諸道具流失、漁船・漁具も流失、田地・浪除け堤数カ所破損、井関千〆、土橋、のこ
1264
らず破損、皆潮入り、所々洲入りとなり、かなり潮関出来、

406

信頼

◎

◎

△

◎

◎

△

△

○

△

△

○

○
○
○

△

表３—10—⑦—３

三重県内の安政東海・南海津波の痕跡と史料の信頼度（その３ ）407

表３—10—⑦—３

三重県内の安政東海・南海津波の痕跡と史料の信頼度（その４）

番号 資料名場所

42 年代諸事覚書
43

44

南勢町史

「万覚帳」（五ヶ所浦地下）よ 五ヶ所り浦

大地震大津浪見舞控（嘉永七年十一月四日津浪資料）

加津佐森井朝雄氏土蔵「板書」
為地震津浪心得謹世残（加46
津佐徳田家蔵文書）
45

掲載書誌

五ヶ所
浦

新収5-1

新収5-1

加津佐 新収5-1
加津佐 新収5-1

47 相賀浦「桂雲寺過去帳」中

相賀浦 新収5-1

48 田曾浦文書

田曾浦 新収5-1

49 『南秋平家過去帳』後書

五ヶ所
浦

新収5-1

50 『南秋平家過去帳』三裏書

五ヶ所
浦

新収5-1

嘉永七年ノ地震高浪ニ付南島地方ノ被害
宝永四年 嘉永七年 地震
52
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
53
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
54
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
55
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
56
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
57
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
58
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
59
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
60
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
61
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
62
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
63
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
64
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
65
高浪の南島地方の被害
5166

宝永四年 嘉永七年 地震
高浪の南島地方の被害

宝永四年 嘉永七年 地震
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
68
高浪の南島地方の被害
67掲載頁

津波被害の記述
津波高の記述泉では波先が宮ノ前道ノ下まで来て，東浜
333 田木場除ヶ堤が30間余り切れ，田地へ砂
が入った

信頼

1355 流家30軒浦方・30軒山方△

五つ半時より大津波の事、浦方30軒もながれ、ほかに塩天井迄付候家30軒もこれ
1355- あり、山方も家かず20軒もながれ、塩天井
1356
迄付家14・5軒もこれあり、
我家は納屋共ながれず、隠居の床2尺もあがり、五つ時大地震四つ半時大津浪高1丈5尺
1356
也
1356- 波の高さ1丈5尺・・・（歌のなかに地名など
1357
はいる）
村内半分床へ水付、大向井の橋石垣共に
1358
崩れ落
1358- 流失家8軒、半潰れ16軒、ほか潮入田地、1360
堤決壊について
うちのゆかより2尺5寸はかり上り、大しん、 うちのゆかより2尺51362
大手の山より大岩坂に岩おおくこける、
寸はかり上り先しをの高さ、土代上り4尺上り、五日浪、前田中の間へ迄くる、しをの高大 土代上り4尺上り
1362い■、浦方・川原・村家みなをち合までな 5日南海地震津波
1363
がし、
の記録
五ヶ所・加津佐流れ、当村30家流、

○

△

○
△
○
○
△

△

新桑竃 新収5-1

1365 家16軒流失、14軒半潰、土蔵2ヶ所潰、△

棚橋竃 新収5-1

1365 家32軒流失、村残らず皆流失△

古和浦 新収5-11365

栃木竃 新収5-1

1365 家8軒流失、13軒半潰△

小方竃 新収5-1

1365 家12軒流失、20軒半潰、土蔵5ヶ所半潰、△方座浦 新収5-1

1365 家4軒流失、10軒半潰、浜納屋13軒流失△

神前浦 新収5-1

1365

家112軒流失、26軒半潰、御高札場皆流
失△

村山村 新収5-1

1365 家54軒流失・半潰・汐入共赤崎竃 新収5-1

1365 家23軒、村惣皆流失なり

河内村 新収5-11365

東宮村 新収5-1

1365 家5軒流失、22軒潰汐入

奈屋浦 新収5-1

1365

贄浦

新収5-1

家124軒流失、18軒潰、隠居家70軒流失、
御高札場皆流失△△
3m以上

家14軒流失、7軒潰汐入、土蔵2ヶ所破損、大日堂1軒流失△△

家26軒流失、御口前所1軒流失、家21軒
潰汐入
家67軒流失、38軒半潰汐入、納屋14軒流
1365
失、6軒半潰、土蔵3ヶ所破損

慥柄浦 新収5-1

1365 家50軒半潰汐入、土蔵5ヶ所大破損

道行竃 新収5-1

1365

道方村・
大江村・ 新収5-1
大方村

1365 津浪は村へは入り申さず候

阿曾浦 新収5-1

1365 汐入にあいなり候家一同これなく候

相賀浦 新収5-1

1366 家37軒汐入△△△

家25軒半潰汐入、土蔵5ヶ所破損、納屋5
軒破損

408

△

△
浸水なし

△
△

浸水あり

△

表３—10—⑦—３

三重県内の安政東海・南海津波の痕跡と史料の信頼度（その５）

番号 資料名

宝永四年 嘉永七年 地震
69
高浪の南島地方の被害
70

宝永四年 嘉永七年 地震
高浪の南島地方の被害

宝永四年 嘉永七年 地震
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
72
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
73
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
74
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
75
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
76
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
77
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
78
高浪の南島地方の被害
宝永四年 嘉永七年 地震
79
高浪の南島地方の被害
71

80 嘉永七年 津浪記録（覚）

81

場所

掲載書誌

礫浦

新収5-1

迫間浦・
中津浜 新収5-1
浦村
五ヶ所
新収5-1
浦村
神津佐
新収5-1
村

津波被害の記述

津波高の記述△1366 家3軒流失、村残らず汐入
1366 残らず汐入候由
1366

信頼

浸水あり

家44軒流失、30軒潰、隠居32軒流失潰汐
入、土蔵3ヶ所流失、御高札場皆流失△△

1366 家18軒流失、16軒潰、土蔵7ヶ所流失△

木谷村 新収5-1

1366 家21軒潰汐入

△

宿浦

新収5-1

1366 家3軒流失、7軒潰△

田曾浦 新収5-1

1366 家8軒流失、14軒潰

△

下津浦
新収5-1
村

1366 家5軒流失、9軒潰、土蔵4ヶ所半潰△

船越村 新収5-1

1366 家3軒流失、27軒汐入△

内瀬村 新収5-1

1366 家1軒潰、6軒半潰汐入、土蔵9ヶ所破損△

慥柄組 新収5-1

贄浦

新収5-1

嘉永七年 津浪記録（嘉永七贄浦
年地震津浪贄浦状況）

新収5-1

嘉永七年 津浪記録（嘉永七
奈屋浦 新収5-1
年地震津浪贄浦状況）
嘉永七年 津浪記録（嘉永七83慥柄組 新収5-1
年地震津浪贄浦状況）
82

84

嘉永七年 津浪記録（嘉永七慥柄浦 新収5-1
年地震津浪贄浦状況）85

嘉永七年 津浪記録（嘉永七贄浦
年地震津浪贄浦状況）

新収5-1

86

嘉永七年 津浪記録（嘉永七贄浦
年地震津浪贄浦状況）

新収5-1

87

嘉永七年 津浪記録（嘉永七贄浦
年地震津浪贄浦状況）

新収5-1

88

嘉永七年 津浪記録（嘉永七贄浦
年地震津浪贄浦状況）

新収5-1

89

嘉永七年 津浪記録（嘉永七贄浦
年地震津浪贄浦状況）

新収5-1

嘉永七年 津浪記録（嘉永七贄浦
年地震津浪贄浦状況）
嘉永七年 津浪記録（嘉永七91贄浦
年地震津浪贄浦状況）
90

掲載頁

新収5-1
新収5-1

流失家579軒、潰汐入662軒、船51艘、網1920帖
村総数105軒内67軒流失・38軒潰、納屋
20軒内14軒流失・6軒半潰、土蔵3ヶ所破1367
損、網100帖流失、船数十艘皆打破少々
破損
村中数十軒居家流失、峯ヶ谷より浦の浜へ大浪来り、豆方の方よ
峯ヶ谷、浦の浜、豆1371 り来る浪と一所に成り、浦浜へ来る、
方
前浜土手より大浪打越、村中数十軒後の田へ押流し、浜の地より汐湧出吹出、多東宮へ向押流
1372
多東宮
れ、
阿曾・相賀・礫宿・田曾近辺は少々破損、 阿曾・相賀・礫宿・1372
汐入洗家に相成ばかり也
田曾慥柄浦は屋敷地後高の処故、此度の津浪にも浪勢和らかく、夫故か流家多分これな
1372
西光寺の近所石橋
く汐入ばかり也、西光寺の近所石橋の処まで浪先来る由
自分屋敷地は先祖より高き所にこれあり流失なし、ホンノ汐入洗家に成ばかり也、但し1373 居宅へどろ汐入に成立、道具流失もこれあり、その他塩米諸品の流失もあり、奈屋向
相破損居宅共諸造作大造にあいなり候
此度の津浪在所の真中中世古の辺にて汐 真中中世古（?）1丈1373の高さ凡そ1丈2尺程
2尺
浦の浜吉蔵・吉助・善六居宅の近辺にて
1373 汐の高さ凡そ1丈4・5尺程、尤も家の屋根 個人名宅1丈4・5尺
上一ぱい漬り庄屋の宅にて浪の高さ凡そ8尺程、尤も四方の内東西南は土蔵并納屋等立ならべこ
れある故後口は山也、それ故浪勢これなく
1373
庄屋宅8尺
どよみ候か、居宅格別大破にもこれなく、家の天井下平物まで浪漬りに成立道具類
内のり一はい浪漬り候
津浪在所流家の筋は多里中筋と浦の真中
1373ばかり也、但し里の中残り家の筋左の通り 床上5尺
1374
（床上5尺汐入など記述あり）
当浦流行の筋多くは後の田へ流れ込み、1374
浦の家々同様、
薬師堂（不明）床よ
1375 薬師堂床より三尺計り汐漬り
り3尺
1366

409

△

○

△

△
△

△

△

△
△

△

△
△
△

表３—10—⑦—３

三重県内の安政東海・南海津波の痕跡と史料の信頼度（その６）410

表３—10—⑦—３

三重県内の安政東海・南海津波の痕跡と史料の信頼度（その７）

番号 資料名

114

場所

掲載書誌

長島神社嘉永五（ママ）年津
長島
浪記録

紀伊長島
町史

115 （海山町相賀・庄屋文書）

相賀

紀伊長島
町史

116 大地震津波記

長島

新収5-1

117 雲祥寺記録

引本浦 新収5-1

118 聞書

島勝浦 新収5-1

119 小山浦元右衛門の手記

海山

120 雲祥寺記録

引本浦 拾遺別121 雲祥寺記録

島勝浦 拾遺別122 中村熊夫氏所蔵文書

白浦

123 おぼえ帳124

嘉永七寅年地震高浪ニ付
村々荒あらまし記録帳

嘉永七寅年地震高浪ニ付
村々荒あらまし記録帳
嘉永七寅年地震高浪ニ付
126
村々荒あらまし記録帳
嘉永七寅年地震高浪ニ付
127
村々荒あらまし記録帳
125

拾遺別

拾遺別
拾遺４上

小山浦 拾遺４上
古本浦 拾遺４上
船津
渡利

拾遺４上
拾遺４上

128

嘉永七寅年地震高浪ニ付
村々荒あらまし記録帳

引本浦 拾遺４上129

嘉永七寅年地震高浪ニ付
村々荒あらまし記録帳

矢口

130 大江日記

拾遺４上

矢の川 拾遺別

嘉永七年 津浪記録（嘉永七131年地震津浪贄浦状況）

新収5-1

132 安政海嘯景況上申書

九鬼

新収5-1

133 安政海嘯景況上申書

尾鷲浦 新収5-1

掲載頁

津波被害の記述
津波高の記述信頼
潮の高さ2丈くらいと覚ゆ，往還町にては高155さ5尺位也，流失家屋は横町・裏町･新町 長島沿岸6.1m△
159
は長楽寺前より西，往還町・西町・本町合 往還町1.5m+地盤せて400軒程也
相賀沿岸1.5m
浜の汐5尺余直に津波来り町渡し場より下 渡し場・下町筋
町筋津波通る，渡し場より上は津波不通 吉祥院門
162也，引本浦人家汐入，吉祥院門まで津波， 矢口浦・本字札場◎
163
矢口浦人家流失，津波本地札場まで，鰹 鰹船鷲
船鷲下まで流行，仏光寺・長楽寺両寺は 長楽寺
汐入
仏光寺2.9m（行谷・都司（2005））
巳の上刻に津波海汀より起こり湧出、其勢
い天を蹴る、高さ凡そ２丈余、それより海面
陸地とに別れ、低地にチョウ流するに甚疾し、長島においては人家流失500軒余、中 長島沿岸6.1m
1411 道より西の方于原地辺りに至て郷中に浪 中道・于原地・浜の ○入ること浜の並木松よりようよう２・３間、 並木松
低地は４・５０間に過ぎず、
明て5日未ノ下刻また再び高浪起る、然れども前日よりは低し
引本在中８～９尺浪上り、在中家一軒残ら
1412
引本2.7m+地盤△
ず洗い、諸道具流失
島勝浦では中熊で一軒流失、安楽寺の三 安楽寺3.4m（行谷・1412△
文流失、寺内浸水
都司（2005））
田地にては芝草まで津波上がり麦みな腐る、古本（相賀）は本地祓い場（現本地踏切地点）まで上り、船津は日中屋の水路ま 船津の二中屋水路
で上る、渡利は渡し場より下は浪乗る、引 渡利の渡し場
569本は寺の広庭（現引本小学校庭）まで乗り 馬瀬越のしば○
570かかり、寺町は板敷まで、役所より北浦は （一部は行谷・都司
家の破風まで乗り、家2～3軒つぶれ、矢口 （2005））
にては家26軒流れ、浪は馬瀬越のしばま
で上る、島勝浦・白浦大荒、
引本在中8～9尺浪上り、在家1軒残らず洗
569
引本2.7m+地盤△
い、諸道具流失
中熊で1軒流失、安楽寺の山門流失・寺内 安楽寺3.4m（行谷・
569
△
浸水、
都司（2005））
家数95軒の内流家44軒ただし本行のうち推定困難
569 余は水込に相成、納屋数28軒ただし釜納△（浸水家屋数不明）
屋・網納屋惣て諸色納屋共荒
推定困難
864 家財不残（もミ弐俵、米 四俵、そば弐俵）○（数値化不可）小山にては浪上る事浜は常の中浪ぐら
小山
865 い、やさ谷は寺の藪しきまで、田地にては◎やさ谷の寺
芝草まで上りしほのり候、畑は麦皆々くさる
古本にては本地祓場まで上り畑地多きに 2.3m（行谷・都司
865
◎
いたむ事
（2005））
865 船津にては日中道のゆらまで上る事

日中道のゆら

渡りは渡し場より下もは浪のり候へとも上865
渡し場
みは町へのらず
引本浦は寺のひろにわにのり掛り、寺町は4.3m（行谷・都司
865 板じきまで、役所より北浦は家のはふまで（2005））
のり、家2・3軒つぶれ
矢口にては家28軒ながれ、浪は馬瀬越の865
馬瀬越のしばしばまで上る事
570推定困難571（数値化不可）熊野・長島・尾わし浦々村々尚々大造の 推定困難
1372
荒、それより上の方同様なり（数値化不可）九木浦1.7m+地盤
1412 九木浦：160中流失27・半流失63・浪入27 真厳寺8.5m（行谷・都司（2005））
尾鷲：1064中流失682・半流失71・半潰
1412
尾鷲2.4m+地盤
19・浪入30

411

◎
◎
◎
◎
△
△
△
△

表３—10—⑦—３

三重県内の安政東海・南海津波の痕跡と史料の信頼度（その８）

番号 資料名場所

134 安政海嘯景況上申書

須賀利 新収5-1

135 北牟婁郡 相賀村誌

新収日本
地震史料
補遺別巻
（以下「補
遺別」）

相賀

掲載書誌

136 高野家家譜

新収5-1

137 藤堂藩肥田組大庄屋文書
地震津波并江戸表武術道場
138
御取建等之書面写

新収5-1

139 内意伺并義倉講下書140 平野家文書

新収5-1
補遺別

波瀬村 続補遺別掲載頁

津波被害の記述1412 須賀利浦：120中流失24・浪入41・破損31

津波高の記述4.0m（矢沼他（2017））

同十一月四日四ツ時大地震直様津浪来る
同五日暮六ツ時大地震有る夫より驚き大心配日本国中藪又は野へ小屋建住居す 鷲下道元水神様る宝永四亥十一（ママ）四日大地震津浪あ 船津
502
る浪高鷲下道元水神様迄行船津前迄行 本地平札場
本地平札場、荘司町迄行其年海辺大なん 荘司町
ぎ山方左程の事もなし四日には大坂辺大地震津浪なし伊勢路ハ六月程の事は無之候へとも、東海道筋吉田宿ゟ小田原迄廿弐宿之間大
1240
広域被害
荒、中ニは」三嶋宿・沼津宿・掛川宿・袋井宿」壱軒も家無之宿も有之候由
1241 十一月四日朝大地震ニ付」破損無之書附 場所不明
12621264

（略）

広域被害

（前略）一猶又旧冬ノ津浪ニ而御郭内御役
503屋舗御破損所之儀は枚挙ニ不遑候（後上之町（鳥羽市？）504略）
同年（嘉永七年）十一月十四（ママ）日大地震並海岸筋ハ大津波松崎浦等ハ大船
674 数杯津屋城村上ノ宮近傍ヘ颶風飄流シ前 松崎浦（松阪市）
代未聞、我等御上納米ニ附添ヒ松崎ニテ警護ス、夜間ニハ権現前ニ而守護ス

信頼

△

△

△
○
△
△

○

なお、今年度の調査において新たに確認された史料、特に三重県内の地誌類や古文書の解読原稿については、原史料の所在まで確認がとれていないものも多数残されており、今後の検討課題としておきたい。

412

２） 1854 年安政東海・南海地震津波に関する歴史資料の現地調査
安政東海・南海地震津波に関する歴史資料精査から、新たな痕跡点となり得る箇所について現地調査を行った。図３—10—⑦—１に現地調査に基づく津波痕跡高分布を示す。
本調査から、和歌山県と三重県の県境（鵜殿）ではふたつの地震津波による津波被害が皆無であったことから、津波終息点のひとつとして考えることができるであろう。

図３—10—⑦—１

三重県および和歌山県太平洋沿岸における安政東海・南海地震による津波

痕跡高分布。赤丸と緑丸は既往研究による安政南海地震および安政東海地震 の痕跡
高、赤白丸および緑白丸は本業務における安政南海地震および安政東海地震の痕跡
高を示す。

413

以下にそれぞれの調査地点とその概要を示す。なお、表 ３—10—⑦—３からの引用の場
合には史料番号を付記してある。なお、古座切目屋日記、小野翁遺稿熊野史、熊野灘漁村資料集、北牟婁郡相賀村誌は三重県立図書館所蔵史資料から引用されたものである。
a) 池ノ山（いけのやま）
古座切目屋日記には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
ーッ同五日、七ッ時より又大地震にて諸国大混雑。
（中略）ーッ津浪川長く打ち込み候処は川口村迄、池之ロ、小川筋は池之山迄参る。
以上に基づき、池野山川の水面標高を計測した。当該地点を遡上限界として、津
波遡上高は T.P.+4.0m とした。

計測地点

緯度 33 度 32 分 14.85 秒、経度 135 度 49 分 9.29 秒、標高：T.P.+4.00m

図３—10—⑦—２

池ノ山の津波痕跡高414b) 池ノ口（いけのぐち）
同じく古座切目屋日記（三重県所蔵）には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
ーッ同五日、七ッ時より又大地震にて諸国大混雑。
（中略）ーッ川内には大船、小船ども廿艘計り繋ぎ居候処、小船は古田村、池之口辺迄流れ込み、大船は中洲畑中へ打ち寄せ又は古田迄流れ込み候もこれあり候。大船二艘破船に相成る。此の船、日置船。水主は別条なく、皆々無事。尤も右二艘の破船は川口悪しく候に付き、川外にて荷積致居候船なり。
ーッ津浪川長く打ち込み候処は川口村迄、池之ロ、小川筋は池之山迄参る。尤も汐
嵩池之口村にて中之段一ぱい、池之口村宇津木、月之瀬辺にて海鳥沢山に拾ひ候ひたるこれあり候。
ーッ地震に当所は潰れ家一軒もなく候へども土蔵は少しくいたみ、当山金堂、石段
は大いたみ。池之口山王社石の鳥居倒れ、同所橋抔は地震に川中へ潰れ込み候。
以上に基づき、古座川町役場下駐車場（古座川高水敷）の地盤標高を計測した。
当該地点で「中之段一ぱい」から浸水深を１m として、津波浸水高を T.P.+2.8m と
した。

計測地点

緯度 33 度 31 分 53.03 秒、経度 135 度 48 分 53.18 秒、
標高：T.P.+1.79m

図３—10—⑦—３

池ノ口の津波痕跡高415c) 浦神（うらがみ）
小野翁遺稿熊野史（三重県所蔵）には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
浦神にては床より五尺上り死人七人。向浦神無事、高芝無事。
以上に基づき、旧街道沿いの地盤標高を計測した。当該地点で「床より五尺上り」
から床高 0.3m を加算して浸水深を 1.8m として、津波浸水高を T.P.+3.7m～4.7m とした。

計測地点 03
計測地点 04
計測地点 05

計測地点 01

計測地点 01

計測地点 02

向浦神

計測地点 04

標高値
01：緯度 33 度 33 分 39.23 秒、経度 135 度 53 分 44.50
秒、標高：T.P.+2.95m
02：緯度 33 度 33 分 38.59 秒、経度 135 度 53 分 41.92
秒、標高：T.P.+2.21m
03：緯度 33 度 33 分 37.87 秒、経度 135 度 53 分 41.46
秒、標高：T.P.+1.87m
04：緯度 33 度 33 分 36.79 秒、経度 135 度 53 分 39.51
秒、標高：T.P.+2.71m
05：緯度 33 度 33 分 35.24 秒、経度 135 度 53 分 37.80
秒、標高：T.P.+2.55m

図３—10—⑦—４

浦神の津波痕跡高416d) 鵜殿（うどの）小野翁遺稿熊野史（三重県所蔵）には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
鵜殿・井田・阿田和・市木・有馬・木本流家なし
以上に基づき、鵜殿においては、旧海岸線と推定される道路の地盤標高を計測した。当該地点で「流家なし」から浸水深は若干の浸水深もしくは標高以下であるとして、津波浸水高を T.P.+3.2m 以下とした。

計測地点 01

計測地点 06
計測地点 03
計測地点 02

計測地点 02
計測地点 05

計測地点 04

計測地点 05

01：緯度 33 度 44 分 0.57 秒、経度 136 度 0 分 50.52 秒、
標高：T.P.+3.47m
02：緯度 33 度 43 分 58.48 秒、経度 136 度 0 分 46.66
秒、標高：T.P.+3.21m
03：緯度 33 度 43 分 56.99 秒、経度 136 度 0 分 42.35
秒、標高：T.P.+3.20m
04：緯度 33 度 43 分 57.01 秒、経度 136 度 0 分 41.56
秒、標高：T.P.+3.29m
05：緯度 33 度 43 分 56.18 秒、経度 136 度 0 分 36.46
秒、標高：T.P.+3.60m
06：緯度 33 度 43 分 59.18 秒、経度 136 度 0 分 24.38
秒、標高：T.P.+5.17m

図３—10—⑦—５

鵜殿の津波痕跡高417e) 井田（いだ）
鵜殿と同様に、旧街道（紀伊井田郵便局前）の地盤標高を計測した。当該地点で「流家なし」から浸水深は若干もしくは標高以下であるとして、参考値として津波浸水高を T.P.+8.6m 以下とした。

計測地点

緯度 33 度 45 分 29.38 秒、経度 136 度 1 分 26.94 秒、
標高：T.P.+8.56m

図３—10—⑦—６

井田の津波痕跡高418

f) 阿田和（あたわ）
鵜殿と同様に、旧街道（坂口ふとん店前）の地盤標高を計測した 。当該地点で「流家なし」から浸水深は若干もしくは標高以下であるとして、参考値として津波浸水
高を T.P.+10.8m 以下とした。

計測地点

緯度 33 度 47 分 53.25 秒、経度 136 度 2 分 23.59 秒、
標高：T.P.+10.78m
図３—10—⑦—７

阿田和の津波痕跡高419g) 有馬（ありま）
鵜殿と同様に、旧街道近くの防潮堤近傍の地盤標高を計測した。当該地点で「流家なし」から浸水深は若干もしくは標高以下であるとして、参考値として津波浸水
高を T.P.+9.7m 以下とした。

計測地点 01

計測地点 01

計測地点 02

01：緯度 33 度 52 分 20.45 秒、経度 136 度 5 分 11.98
計測地点 02

秒、標高：T.P.+11.25m
02：緯度 33 度 52 分 20.06 秒、経度 136 度 5 分 12.38
秒、標高：T.P.+9.65m

図３—10—⑦—８

有馬の津波痕跡高420h) 木本（きもと）
鵜殿と同様に、木本町を流れる小河川沿い道路の低い地盤標高を計測した。当該地点で「流家なし」から津波高は若干もしくは標高以下であるとして、参考値として津波浸水高を T.P.+6.7m 以下とした。

計測地点 01

計測地点 01
計測地点 02

01：緯度 33 度 53 分 31.40 秒、経度 136 度 6 分 28.16
計測地点 02

秒、標高：T.P.+6.79m
02：緯度 33 度 53 分 31.62 秒、経度 136 度 6 分 27.81
秒、標高：T.P.+6.72m

図３—10—⑦—９

木本の津波痕跡高421i) 賀田の安政津浪潮位点
賀田にある津波碑には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
［正面］「安政津浪潮位点」「同元年 1854 十一月」賀田津浪対策同志会

以上に基づき、津波到達地点の地盤標高を計測した。当該地点を遡上限界として、
津波遡上高は T.P.+7.7m とした。

計測地点

緯度 33 度 58 分 31.53 秒、経度 136 度 11 分 15.86 秒、
標高：T.P.+7.65m

図３—10—⑦—10

安政津浪潮位点の津波痕跡高422j) 賀田（かた）
熊野灘漁村資料集（三重県所蔵）には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
賀田村家数 161 軒津浪流家 73 軒、半浪２軒
1854 年安政地震津波（文献：尾鷲市海洋文化収
賀田村指道標に「津浪高さ二丈」

田中氏記録）

賀田村家数百六十一中流失七十三、死者六浪の高さ宝永の津浪よりおよそ三尺四～五寸低い。
以上に基づき、集落内を通る道沿いの地盤標高を計測した。当該地点で「賀田村
指道標の津浪高さ二丈（計測地点 05 を仮定）」から浸水深は 6.1m であるとして、津
波浸水高を T.P.+7.8m とした。

計測地点 02
計測地点 01
計測地点 03
計測地点 02

計測地点 04
計測地点 05

計測地点 04

01：緯度 33 度 58 分 31.65 秒、経度 136 度 11 分 15.89
秒、標高：T.P.+5.30m
02：緯度 33 度 58 分 31.63 秒、経度 136 度 11 分 15.23
秒、標高：T.P.+5.32m
03：緯度 33 度 58 分 30.78 秒、経度 136 度 11 分 14.88
秒、標高：T.P.+2.73m
04：緯度 33 度 58 分 29.57 秒、経度 136 度 11 分 14.61
秒、標高：T.P.+2.03m
05：緯度 33 度 58 分 29.42 秒、経度 136 度 11 分 17.82
秒、標高：T.P.+1.73m

図３—10—⑦—11

賀田の津波痕跡高

計測地点 04423k) 鷲毛（わしげ）
北牟婁郡相賀村誌（三重県所蔵）には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
同十一月四日四ツ時大地震直様津浪来る同五日暮六ツ時大地震有る夫より驚き大心
配日本国中藪又は野へ小屋建住居する宝永四亥十一（ママ）四日大地震津浪ある浪高鷲下道元水神様迄行船津前迄行本地平札場、荘司町迄行其年海辺大なんぎ山方左程の事もなし四日には大坂辺大地震津浪なし

以上に基づき、銚子川の高水敷及び水面の標高を計測した。計測地点 01 を遡上限界として、津波遡上高は T.P.+3.9m とした。

計測地点 02水 神
計測地点 01

様計測地点 01

01：緯度 34 度 6 分 13.91 秒、経度 136 度 13 分 0.34 秒、
計測地点 02

標高：T.P.+3.89m
02：緯度 34 度 6 分 14.16 秒、経度 136 度 13 分 0.19 秒、
標高：T.P.+1.41m

図３—10—⑦—12

鷲毛の津波痕跡高424l) 小山浦
嘉永七寅年地震高浪ニ付村々荒あらまし記録帳（表 ３—10—⑦—３：番号 124）には、
安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
小山にては浪上る事浜は常の中浪ぐらい、やさ谷は寺の藪しきまで、田地にては芝草まで上りしほのり候、畑は麦皆々くさる
以上に基づき、長泉寺の境内地盤標高を計測した。当該地点の「藪しき」が不明のため、浸水深は１m であるとして、津波浸水高を T.P.+8.7m とした。

計測地点

緯度 34 度 6 分 2.26 秒、経度 136 度 13 分 31.46 秒、標高：T.P.+7.42m

図３—10—⑦—13

小山浦の津波痕跡高425m) 引本浦（ひきもとうら）
雲祥寺記録（表３—10—⑦—３：番号 117）には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
引本在中８～９尺浪上り、在中家一軒残らず洗い、諸道具流失
以上に基づき、当該地点の地盤標高の標高を計測した。当該地点で「８～９尺浪
上りより」から浸水深を 2.7m として、津波浸水高を T.P.+4.9m とした。

計測地点

緯度 34 度 6 分 25.24 秒、経度 136 度 14 分 23.58 秒、
標高：T.P.+2.19m

図３—10—⑦—14

引本浦の津波痕跡高426n) 矢口浦（やぐちうら）嘉永七寅年地震高浪ニ付村々荒あらまし記録帳（表 ３—10—⑦—３：資料番号 129）には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
矢口にては家 28 軒ながれ、浪は馬瀬越のしばまで上る事
以上に基づき、津波到達地点の地盤標高を計測した。馬瀬越を峠の入口と推定し集落上端周辺を遡上限界として、津波遡上高は T.P.+14.7m とした。

計測地点

緯度 34 度 8 分 2.82 秒、経度 136 度 15 分 46.03 秒、標高：T.P.+14.74m

図３—10—⑦—15

矢口浦の津波痕跡高427o) 八木戸 01（やきど）
明和町史史料編二（表３—10—⑦—３：番号 102）には、安政南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
八木戸浜田よりは津浪参し候と申し、海辺にては大普請出来候処所々にこれあり、中郡沖へは堤切込み夫よりいさば船押込み、とうとう破てのけ申し候
以上に基づき、八木戸の水田標高を計測した 。当該地点を浸水地点（浸水深０m）として、津波浸水高を T.P.-0.1m 以上とした。

計測地点

緯度 34 度 35 分 28.58 秒、経度 136 度 38 分 12.02 秒、
標高：T.P.-0.12m

図３—10—⑦—16

八木戸 01 の津波痕跡高428p) 八木戸 02（やきど）
明和町史史料編二（表３—10—⑦—３：番号 102）には、安政南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
八木戸浜田よりは津浪参し候と申し、海辺にては大普請出来候処所々にこれあり、中郡沖へは堤切込み夫よりいさば船押込み、とうとう破てのけ申し候
以上に基づき、八木戸の水田標高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深 ０m）として、津波浸水高を T.P.-0.1m 以上とした。

計測地点

緯度 34 度 35 分 17.74 秒、経度 136 度 38 分 11.94 秒、
標高：T.P.-0.08m

図３—10—⑦—17

八木戸 02 の津波痕跡高429q) 八木戸 03（やきど）
明和町史史料編二（表３—10—⑦—３：番号 102）には、安政南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
八木戸浜田よりは津浪参し候と申し、海辺にては大普請出来候処所々にこれあり、中郡沖へは堤切込み夫よりいさば船押込み、とうとう破てのけ申し候
以上に基づき、八木戸の水田標高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深 ０m）として、津波浸水高を T.P.+0.9m 以上とした。

測計測地点

緯度 34 度 35 分 4.08 秒、経度 136 度 38 分 9.36 秒、標高：T.P.+0.85m

図３—10—⑦—18

八木戸 03 の津波痕跡高430r) 日保見山八幡宮（ひほみやまはちまんぐう）
新収第五巻別５−１（表３—10—⑦—３：番号２）には、安政南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
大湊神社辺は大塩にて大変の由
以上に基づき、大湊神社の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深 0.5m）
として、津波浸水高を T.P.+2.1m 以上とした。

計測地点

緯度 34 度 31 分 39.88 秒、経度 136 度 44 分 31.54 秒、
標高：T.P.+1.58m
図３—10—⑦—19

日保見山八幡宮の津波痕跡高431s) 大湊御役所跡（おおみなとおやくしょあと）
新収第五巻別５−１（表３—10—⑦—３：番号２）には、安政南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
大湊神社辺は大塩にて大変の由、
1854 年安政地震津波（文献：拾遺別）
海上津浪にて大湊築屋敷は人家へ打揚て、御役所裏へも浪打揚り、磯瀬迄も揚る、
凡３尺斗も堤へ揚る、
1854 年安政地震津波（文献：地震史料に収録された山中立之介の手記）
築屋敷橋詰の灯明台は弐上七尺有之所、其上をこしたる由なれば浪の高さ三四丈もありしなるべし
以上に基づき、大湊町民会館前の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（ 浸水
深０m）として、津波浸水高を T.P.+4.0m 以上とした。

計測地点

緯度 33 度 32 分 14.85 秒、経度 135 度 49 分 9.29 秒、
標高：T.P.+4.00m

図３—10—⑦—20

大湊御役所跡の津波痕跡高

432t) 灯明台跡（とうみょうだいあと）
御薗村誌（表３—10—⑦—３：番号４）には、安政東海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
築屋敷橋詰の灯明台は弐上七尺有之所、其上をこしたる由なれば浪の高さ三四丈もありしなるべし
以上に基づき、灯明台跡の地盤高を計測した。当該地点 を浸水地点（浸水深 1.5ｍ）として、津波浸水高を T.P.+5.3m とした。

計測地点

緯度 34 度 31 分 28.02 秒、経度 136 度 44 分 50.97 秒、
標高：T.P.+3.79m

図３—10—⑦—21

灯明台跡の津波痕跡高433u) 御塩殿神社（みしおどのじんじゃ）
新収第五巻別５−１（表３—10—⑦—３：番号１）には、安政南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
築御塩焼の竈損失
以上に基づき、御塩殿神社の海側地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水
深 1.5ｍ）として、津波浸水高を T.P.+5.0m とした。

計測地点

緯度 34 度 30 分 39.64 秒、経度 136 度 46 分 14.31 秒、
標高：T.P.+3.49m

図３—10—⑦—22

御塩殿神社の津波痕跡高434v) 鳥羽城大手水門跡（とばじょうおおてすいもんあと）
新収第五巻別５−１（表３—10—⑦—３：番号 35）には、安政南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
鳥羽稲垣摂津守殿大手門高塩にて皆無の由
以上に基づき、鳥羽城大手水門跡の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深 1.0ｍ）として、津波浸水高を T.P.+2.8m とした。

計測地点

1ｍ

1.52ｍ

0.52ｍ

緯度 34 度 28 分 56.12 秒、経度 136 度 50 分 43.45 秒、
標高：T.P.+1.87m
図３—10—⑦—23

鳥羽城大手水門跡の津波痕跡高435w) 源慶寺境内（げんきょうじけいだい）新収第五巻別５−１には、安政東海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
源慶寺・宗七内等ハゆ家下迄汐乗申候
以上に基づき、源慶寺境内の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深 ０ｍ）として、津波浸水高を T.P.+2.9m 以上とした。

計測地点

緯度 34 度 20 分 19.37 秒、経度 136 度 52 分 32.11 秒、
標高：T.P.+2.89m

図３—10—⑦—24

源慶寺境内の津波痕跡高436x) 祥雲寺前（しょううんじまえ）
拾遺別には、安政東海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
海底より涌出るがごとくゆご嶋、御祓島も見へざるように汐増、前浜へ満たりしが、
北の愛神の前浜へ押込、大田の堤切れて子易の神、前の田まで汐込入、それより南の方さして押廻り、仮墓所近所の家々３・４尺も汐入、前浜手は土手際まで打越たる、館の世古より南は汐２度めに満込し時は家の庭まで込入たり、５日暮れ六つ頃大地震、汐浦畑一面へ上る事
以上に基づき、祥雲寺境内の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深 ０ｍ）として、津波浸水高を T.P.+3.5m 以上とした。

計測地点

緯度 34 度 16 分 9.08 秒、経度 136 度 52 分 3.1 秒、標高：T.P.+3.46m

図３—10—⑦—25

祥雲寺前の津波痕跡高437y) 船越田畑（ふなこしたはた）
拾遺別（表３—10—⑦—３：番号 31）には、安政南海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
海底より涌出るがごとくゆご嶋、御祓島も見へざるように汐増、前浜へ満たりしが、
北の愛神の前浜へ押込、大田の堤切れて子易の神、前の田まで汐込入、それより南の方さして押廻り、仮墓所近所の家々３・４尺も汐入、前浜手は土手際まで打越たる、館の世古より南は汐２度めに満込し時は家の庭まで込入たり、５日暮れ六つ頃大地震、汐浦畑一面へ上る事【南海地震】
以上に基づき、船越北部の畑の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深０ｍ）として、津波浸水高を T.P.+2.3m 以上とした。

計測地点

緯度 34 度 16 分 25.38 秒、経度 136 度 52 分 6.78 秒、
標高：T.P.+2.25m

図３—10—⑦—26

船越田畑の津波痕跡高438z) 普門寺前（ふもんじまえ）
志摩町史（表３—10—⑦—３：番号６）には、安政東海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
御高札場相砕、普門寺兼百姓家以上 56 軒流失、家数 56 軒
以上に基づき、普門寺前（下）の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深０ｍ）として、津波浸水高を T.P.+2.3m 以上とした。

測 量 成 果1013

緯度 34 度 15 分 28.42 秒、経度 136 度 47 分 24.26 秒、
標高：T.P.+5.60m

図３—10—⑦—27

普門寺前の津波痕跡高439aa) 五ヶ所浦田地（ごかしょうらたち）
志摩町史（表３—10—⑦—３：番号６）には、安政東海および南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
先しをの高さ、土代上り４尺上り、五日浪、前田中の間へ迄くる、しをの高大い ■、浦方・川原・村家みなをち合までながし、五ヶ所・加津佐流れ、当村 30 家流、【南海地震】
以上に基づき、五ヶ所浦の低い箇所の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深０ｍ）として、津波浸水高を T.P.+2.4m 以上とした。【南海地震】

計測地点 01

計測地点 01
計測地点 02

01：緯度 34 度 20 分 53.00 秒、経度 136 度 42 分 13.07
計測地点 02

秒、標高：T.P.+1.43m
02：緯度 34 度 20 分 52.19 秒、経度 136 度 42 分 10.63
秒、標高：T.P.+2.35m
図３—10—⑦—28

五ヶ所浦田地の津波痕跡高440ab) 道方（みちかた）
羽鳥（1979）には、安政東海地震の津波被害状況について、以下の記載があった。
地震で家・蔵・納屋いたむ。村へは津波入らず。
以上に基づき、道方川河口部付近の地盤高を計測した。 浸水地点は地盤高以下として、津波浸水高を T.P.+1.2m 以下とした。

道

方

川

計測地点

緯度 34 度 17 分 39.52 秒、経度 136 度 34 分 52.24 秒、
標高：T.P.+1.18m

図３—10—⑦—29

道方の津波痕跡高441ac) 西光寺境内（さいこうじけいだい）新収第五巻別５−１（表３—10—⑦—３：番号 84）には、安政東海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
慥柄浦は屋敷地後高の処故、此度の津浪にも浪勢和らかく、夫故か流家多分これな
く汐入ばかり也、西光寺の近所石橋の処まで浪先来る由以上に基づき、道方川河口部付近の地盤高を計測した。 当該地点を浸水地点（浸水深０ｍ）として、津波浸水高を T.P.+6.86m 以上とした。

道

方

川
計測地点

緯度 34 度 17 分 15.66 秒、経度 136 度 33 分 53.38 秒、
標高：T.P.+6.86m

図３—10—⑦—30

西光寺境内の津波痕跡高442ad) 西光寺近所の石橋（さいこうじきんじょのいしばし）新収第五巻別５−１（表３—10—⑦—３：番号 84）には、安政東海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
慥柄浦は屋敷地後高の処故、此度の津浪にも浪勢和らかく、夫故か流家多分これな
く汐入ばかり也、西光寺の近所石橋の処まで浪先来る由以上に基づき、西光寺南を流れる小河川に掛かる石橋の地盤を計測した。当該地
点を浸水地点（浸水深０ｍ）として、津波浸水高を T.P.+4.2m 以上とした。

道

方

川

計測地点

2.3ｍ

緯度 34 度 17 分 15.13 秒、経度 136 度 33 分 54.19 秒、
標高：T.P.+6.50m
西光寺南を流れる小河川の河床高として、標高：
T.P.+4.20m
図３—10—⑦—31

西光寺近所の石橋の津波痕跡高443ae) 最明寺前の旧田畑（さいみょうじまえのきゅうでんぱた）新収第五巻別５−１（表３—10—⑦—３：番号 92）には、安政東海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
慥庄屋の宅にて浪の高さ凡そ８尺程、尤も四方の内東西南は土蔵并納屋等立ならべ
これある故後口は山也、それ故浪勢これなくどよみ候か、居宅格別大破にもこれな
く、家の天井下平物まで浪漬りに成立道具類内のり一はい浪漬り候【→住職ヒアリ
ングより庄屋宅は不明】
薬師堂床より三尺計り汐漬り【→住職ヒアリングより薬師堂は境内にあるが、移設した可能性大】次郎三郎右衛門道大道の所より最明寺の門前田の所二枚目田半分頃まで津浪先くる、
此所限り浪上り不申以上に基づき、最明寺前にあったと思われる田畑跡（現在は駐車場）の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深０ｍ）として、津波浸水高を T.P.+6.0m 以
上とした。

計測地点

緯度 34 度 17 分 2.26 秒、経度 136 度 33 分 23.92 秒、
標高：T.P.+6.03m

図３—10—⑦—32

最明寺前の旧田畑の津波痕跡高444af) 長泉寺前（ちょうせんじまえ）
新収第五巻別５−１（表３—10—⑦—３：番号 96）には、安政南海地震の津波被害状
況について、以下の記載があった。
【新桑竃の記載のとして、】四日到来津浪にて肝を冷やし、其翌日にも七ツ頃中地震ゆり候処、其時も汐先寺の前まで来候、文吾方床を流し候【南海地震】
以上に基づき、長泉寺前の地盤高を計測した。当該地点を浸水地点（浸水深 0ｍ）として、津波浸水高を T.P.+3.8m 以上とした。

計測地点

緯度 34 度 14 分 59.22 秒、経度 136 度 26 分 22.73 秒、
標高：T.P.+3.80m
図３—10—⑦—33

長泉寺前の津波痕跡高(c) 結論ならびに今後の課題
安政東海・南海地震津波に関する歴史資料について、三重県における調査を重点的に進め、三重県の地方史料の刊行物や地域史・郷土史研究の雑誌論文、ガリ版刷や古文書の解読原稿の稿本などを調査し、先述の史料集に掲載されていない史料の情報を収集した。同時に、先述の史料集に収録されている史料についても、作成者や成立年代など、その成立背景を判明する情報を収集した。これらの中で既往研究で未使用な史料を抽出・収集し、その解釈の問題点から再検討が必要な歴史資料を抽出し、これらの資料について再解釈を行い、これに基づいて現地調査を実施した。本調査から、和歌山県と三重県における津波高分布の概形をより明確にすることができ、特に両県の県境（鵜殿）ではふたつの地震津波による津波被害が皆無であったことから、津波終息点のひとつと445

して考えることができる。今後は本業務で得られた津波痕跡分布に基づく波源解析が必要であろう。
(d) 引用文献
相田勇，尾鷲市街に遡上した津波の調査 : 1944 年東南海・1960 年チリおよび 1854
年安政津波，地震研究所彙報，56（１），245 – 263，1981.
今 村 明 恒 , 和 歌 山 縣 下 に 於 け る 寳 永 安 政 年 度 の 津 浪 状 況 調 査 , 地 震 ， 1， 10(６ )，236-249，1938.
羽鳥徳太郎, 安政地震（1854 年 12 月 23 日）における東海地方の津波・地殻変動の記
録 : 明治 25 年静岡県下 26 ヵ町村役場の地震報告から, 東京大学地震研究所彙報 ，
51(１)，13-28，1976.
羽鳥徳太郎, 静岡県沿岸における宝永・安政東海地震の津波調査, 東京大学地震研究
所彙報，52(３/４)，407-439，1978.
羽鳥徳太郎, 三重県沿岸における宝永・安政東海地震の津波調査, 東京大学地震研究
所彙報，53(４)，1191-1225，1979.
都司嘉宣（編）, 東海地方地震津波史料（Ⅰ・下巻）—静岡県・山梨県・長野県南部編—（安政元年 11 月４日，５日の地震）, 防災科学技術研究資料，36，pp.857，1979.
羽鳥徳太郎, 大阪府・和歌山県沿岸における宝永・安政南海道津波の調査 , 東京大学地震研究所彙報，55(２)，505-535，1980.
羽鳥徳太郎・相田勇・坂下至功・日比谷紀之, 和歌山県湯浅・広に遡上した南海道津波の調査 : 1946 年南海道および宝永・安政津波について, 東京大学地震研究所彙
報 ，58（１），187-206，1983.
都司嘉宣・日野貴之・岩崎伸一・矢沼隆・北原糸子, 安政東海地震津波（1854）の浸水高の精密調査, 歴史地震，７，43-56，1991.
都司嘉宣,・岩崎伸一, 和歌山県沿岸の安政南海津波（1854）について, 歴史地震，12，169-187，1996.
行谷佑一・都司嘉宣, 宝永（1707）・安政東海（1854）地震津波の三重県における詳細
津波浸水高分布，歴史地震，20，33-56，2005.
(3) 平成 30 年度業務計画案
南海トラフ地震の多様な震源シナリオに対応した長周期地震動の直前把握、及び地 震発
生時の即時把握に向け、強震観測データ同化等に基づく長周期地震動のリアルタイム波動
伝播解析と予測に向けた研究開発を進める。

446