２. 全

国

－5－

２

全国の地震活動の特徴の太平洋側沖合に帯状に連なる地域で、地震発生

2-1 日本列島とその周辺の地震活動の頻度が非常に高いことがわかります。図2-3の海

この項では、日本列島とその周辺で、これまで

底地形の様子からもわかるように、これらの地域にどのような場所で地震が発生してきたか、地震に沿って、海溝と呼ばれる地形的に深い溝が分布の分布などを見てみます。

しています。また、日本列島の陸域の浅い場所でも、海域に比べて発生頻度は低いものの、地震が発生

世界の地震

しています。

世界を見わたしてみると、地震はどこで発生しまた、地震の発生する深さを見ると、太平洋のているのでしょうか。図2-1は、最近発生したマグ

沖合から日本列島に近づくにつれて、やや深い場

ニチュード 4 以上、深さ100km以浅の地震の分布所で発生するようになり、陸域や日本海側の地です（マグニチュードは、地震の規模を表す量で、下深くまでその延長が続いています。その深さ

以下Ｍと記します）。地震が発生した場所に赤い点

は、東北日本を例にとれば、太平洋の沖合では0が打たれています。この図を見ると、地震はどこ～ 50km、沿岸部から陸域にかけては50 ～ 200km、でも同じように発生しているのではなく、帯状のさらに日本海の西部やロシアの沿海州では400 ～

狭いところで数多く発生していることがわかりま

600kmにも達します。陸域では、これとは別に浅す。日本列島は、
この帯状の地域に位置しています。

い場所（およそ20km以浅）
でも地震が発生している
ことがわかります。

日本の地震

地震の発生頻度について、M6以上の地震を全国

図2-2は、日本列島周辺の地震の分布を示してい的に累積地震回数の面から見ると、おおよそ一定ます。地震は全国いたるところで発生してきたこの頻度で発生しているように見えます（図2-4）。まとがわかります。特に北海道地方から関東地方にた、Mが１大きくなると、発生する地震の数が約かけての太平洋側沖合や、九州地方から南西諸島

10分の１になるという規則性が知られています。

図2-1

世界のM4以上の地震（1993 ～ 2006年７月、深さ100km以浅）［国際地震センターのデータから作成］

－7－

2

全国の地震活動の特徴

図2-2

日本列島とその周辺の地震活動（1993年～ 2006年７月、M4以上）  ［国際地震センターのデータから作成］
地震が発生した場所に、深さによって色を変えた点が示されています。深さ600kmぐらいまで地震が発生していることがわかります。これらの地震は、深く沈み込んだ太平洋プレート内で発生しています。

－8－

図2-3

図2-4

日本列島とその周辺の地形［国土地理院、海上保安庁などのデータから作成］
日 本 列 島 の 東 側 に は、
千島海溝、日本海溝や伊豆・ 小 笠 原 海 溝 が、 ま た
南東側や南側には、相模ト ラ フ、 駿 河 ト ラ フ、 南海トラフや南西諸島海溝
が、列島に沿うように延びています。沖縄の大陸側には、沖縄トラフがあります。

日本列島とその周辺に お け るM6以 上 の地震の発生回数の積算グラフ[宇津および気象庁資料から作成]
1885年以降の累積した地震回数
（折れ
線グラフ）
と、１年あ
たりの地震回数（棒グ
ラフ）とを示しています。関東地震のあった1923年や昭和三陸地震の1933年、福島沖に地震が頻発した
1938年など多い年と少ない年とで数倍以上の変動があります。

ところで、近代的な地震観測以前の地震につい歴史資料で知られている地震
日本においては、歴史の資料により、数多くのては、歴史の資料に記述されている被害の様子や

被害地震が知られています。図2-5は、近代的な範囲などから地震の位置や規模が推定されていま地震観測が始まる前（1884年以前）の、歴史の資料す。そのため、近年の観測機器によって求められによって知られている主な被害地震（図中のA）と、るものに比べて、誤差が大きくなります。また、地震の観測が始まった後に発生した主な被害地震

観測機器によって求められた地震の位置や規模に（図中のB）の位置を示しています。例えば、1850年

ついても、観測機器の進歩や設置箇所の増加、震代（安政の頃）のように、M7 ～ 8程度の被害地震が源の決定手法の進歩などによって、その精度は年多数発生したことが過去にはありました。

とともに向上しています。
－9－

2

全国の地震活動の特徴

Ａ：715-1884年
図2-5

Ｂ：1885-2007年７月

有史以来の主な被害地震
[宇津（2004）などから作成]
宇津（1982）の被害レベル３以上（複数の死者あるいは複数の全壊家屋以上の被害）を地震のマグニチュードに応じた大きさでしめしてあります。はるか沖合いでもMの大きい地震や、Mが小さくても平野に近い地
震などが大きい被害をもたらします。

ずみのエネルギーを解消するために発生した断層

2-2 地震とは何か運動です。

全国の地震活動の特徴について、より詳細に説明する前に、ここで「地震とは何か」という基本的「断層運動」とはなことに立ち返ってみましょう。

もう少し、順を追って地震の正体を説明します。
まず、何らかの原因で地下の岩盤に強い力がかか

「地震」
と
「地震動」

ると岩盤はしだいに変形し、それとともに岩盤中「あっ、地震だ！」のように日常用語として使うにひずみとしてエネルギーが蓄積されていきます。

「地震」は、人が感じた大地の揺れを意味すること

さらに、力を加え続けると、岩盤はやがて耐え切が多いのですが、例えば「地震の分布」の「地震」
は、れなくなって破壊を起こし、それまでに蓄えられこれとは違った意味で用いられています。後者のていたひずみのエネルギーを波（地震波）として急意味での「地震」は、大地に揺れをもたらす源のこ激に放出します。地震とは、このような現象が地とで、地下で発生した何ものかについて言ってい下で起こることです。岩石は、その周りに何もなます。専門的には、「地震」という用語は後者の意

ければ破壊の瞬間に砕けてパーンと飛び散るだけ

味で、大地の揺れについては「地震動」という用語ですが、地下での岩盤の破壊はこれとは様相がかが用いられています。

なり異なります。地下の岩盤中での破壊は、一般に岩盤どうしがある面に沿って急速に「ずれ動く」「地震」の正体という形で起こります（図2-6）。この「ずれ動く」
面

さて、大地の揺れ、すなわち地震動は、「地震がは、過去にもずれを起こした既存の弱面（断層面）

生じたところ」
から波（地震波）が伝わってきて、そなどが多いようです。以下では、この弱面上で岩の波が大地を揺さぶることで生じます。その波を盤どうしがずれ動いた部分を破壊域と呼ぶことに発生させる原因、すなわち地震の正体が正確に判します。また、この面に沿って両側の岩盤が相対明したのはそれほど古いことではなく、1960年代

的にずれ動くことを「断層運動」といいます。なお、です。この正体は、地下の岩盤中に蓄えられたひ「断層」とは、もともと一続きだった地層や岩盤が－ 10 －

図2-6

破壊域の拡大とずれ（逆断層の場合）
破壊域の拡大とずれについて、陸域の浅い場所（およそ20km以浅）で発生した地震を例として模式的に示したものです。現在、この図のような一連の過程について、その詳細が研究されているほか、地震の始まり（図の2. 以前）についても研究が進められています。

断層運動の結果、ある面を境にずれている状態をは、最初に断層の「ずれ」が生じたところ（破壊の開いい、そのずれ方により正断層、逆断層、横ずれ始点）を意味します（図2-6）。震源は、各地の観測断層という基本的な型に分けられます（詳細は付録点に最初に来た地震波（Ｐ波、Ｓ波）の到着時刻か

1 を参照）。

ら求められます。

破壊が伝わる速さ

兵庫県南部地震・関東地震の規模

破壊が伝わる速さ、すなわち破壊域が拡大する

断層運動の規模を具体的な例で見てみます。阪速さは非常に速く、地下（地殻の中）では秒速2 ～神・淡路大震災を引き起こした「平成７年（1995年）3km程度になります（地震波（P波）はもっと速く伝

兵庫県南部地震」は、M7程度（M7.3）の地震です。

わります）。両側の岩盤が相互にずれる速さは遅く、

淡路島北西岸の地表に現れた断層の長さは約10km

秒速数十cm程度です。なお、破壊が広がりきったで、地表で見られた断層上のずれの量は1 ～ 2m程

範囲、すなわち断層運動を起こした範囲全体をこ度でした。各種の観測データの解析によれば、地

こでは震源域と呼びます。

下の断層の長さは40 ～ 50km程度で、幅は15km程
度と求められています。さらに、最近の観測や研断層運動の規模究の進展から、例えば図2-7のように、地下の断層

これらのことから、「地震が生じたところ」は、面上におけるずれの量の分布がかなり具体的に推点ではなく、面的な広がりをもつことがわかりま

定できるようになりました。これを見ると、大きす。ところで、断層運動の規模が大きくなる程（破

くずれるところとあまりずれないところがあるこ

壊の規模が大きくなる程）、地震の規模（M）が大きとがわかります。また、地下では、地表に現れたくなることは容易に想像できます。断層運動の規断層のずれの範囲よりも広い範囲に破壊が及び、模は、ずれの量の大きさと断層運動を起こした範それが神戸の下にまで広がっていることがわかり

囲（震源域）の広さによって決まります。その広さます。このように、大規模な地震では震源域が広は、断層の形を水平方向の長さ（断層長）と傾斜方くなるので、震源から離れた地点でも、その近く

向の長さ
（幅）
の長方形とみなして表現できます（図まで断層運動が及んだ場合は、強い揺れを受ける

2-7）。

ことになります。

なお、断層運動の運動量を「地震モーメント」とM8程度の地震の例としては、関東大震災を引きいい、地震モーメントに基づいて決定される地震

起こした1923年の関東地震（M7.9）があります。この規模を「モーメントマグニチュード」といいます。

の地震を発生させた断層の長さは約90km程度、幅は50km程度、ずれの量は5 ～ 7m程度と推定され

「震源」
とは

ています。

地震発生直後に気象庁から発表される「震源」と－ 11 －

2

全国の地震活動の特徴

図2-7

断層運動の規模（左）と「平成7年（1995年）兵庫県南部地震」における断層のずれの量（右）[Yoshida et al. (1996)]
断層運動の規模は、ずれ動いた範囲の面積とずれの量とで決まります。この範囲を長方形と仮定したとき、その面積は断層長と幅とで決まります。「平成7年（1995年）兵庫県南部地震」におけるずれの量を見ると、場所によってずれの量が異なることが分かります。

アスペリティ

と、図2-8のようになります。

前述のように、地震の断層運動では、断層面の上で大きくずれるところとあまりずれないところ

「本震」
と
「余震」

があります。岩盤どうしが特に固く結合していて、

一般に、規模の大きな地震（本震）が発生すると、地震のときに急に大きくずれ、強い地震波を出す

その後余震と呼ばれる比較的規模の小さな地震が部分のことを「アスペリティ」といいます。最近で多数発生します。余震の多くは本震の震源域の中は、アスペリティの位置や大きさを推定することで発生し、特に本震の直後（数時間から 1 日程度ので、将来の大地震による揺れの分布を詳細に予測

間）の余震の分布は、本震の震源域（断層運動が起する研究が行われています。

こった範囲）をよく表わしています（図2-9）。余震
は、本震の直後には非常に多く発生しますが、時主な被害地震の震源域

間とともに減少し、その減り方はかなり規則的で

図2-1、図2-2、及び 図2-5では、震源の位置を点あることが知られています。余震のＭは、最大ので示しています。しかし、規模の大きな地震につものでも、本震のMより１程度以上小さいことがいては、その震源を含むかなり広い範囲で断層運多いのですが、本震に近い規模の余震が発生する動が起きたものと考えられます。現在の知見を使っこともあります。

て、過去約100年間の主な被害地震の震源域を示す－ 12 －

図2-8

日本列島とその周辺の主な被害地震の震源域（1885年1月～ 2007年7月、深さ100km以浅）[出典は巻末の共通出典参照]
赤で書かれたものは最近の被害地震を示す。

おける大地の移動の量と方向を示したものです。

2-3 プレートテクトニクス

ここでは、山形県の飛島にあるGPS観測点に対す

日本列島の力のかかり具合る日本列島各地の動きを示しています。この動き

前項では、地下に力がかかり、その結果岩盤中を観測した期間には国内に大きな地震がなかったにひずみが蓄積して、それが限界に達したとき、ので、この図は、日本列島の各地が定常的にどの地震が発生することを記しました。それでは、日ように動いているかを表しているといえます。ま本列島の地下にはどのような力がかかっているの

た、同じように、GPSの観測結果を使って、日本でしょうか。この力を直接測定することは難しい

列島がどのように変形しているかを推定したもの

ので、代わりに、力がかかった結果、大地がどのが図2-11 ～図2-15です。この図では、青が縮み（圧

ようにひずんで変形したかを観測して、それから

縮の変形）
、赤が伸び
（伸張の変形）を表しています。

逆に広い範囲での地下にかかる力の様子を推定す

北海道の太平洋側の地域や南関東地方から紀伊半るという方法がとられています。

島さらに四国にかけての地域などでは北西－南東
方向、それ以外の地域では一般に東西方向に圧縮

GPSによる地殻変動の測定されるような変形を受けていることがわかります。

近年、宇宙測地技術が発達し、広範囲の大地のまた、図2-11や図2-13では新潟北部から中部地方

変形を高精度に効率的かつ連続的に測定すること

北部を経由して近畿地方まで続く地域で、その周ができるようになりました。その代表的なものと辺よりも大きく縮んでいる領域が見られます（後述

して、人工衛星を用いた測量技術（全地球測位シスの「ひずみ集中帯」
を参照）。図2-10で見ると、この

テム：GPS）
があります。図2-10は、この技術を使っ付近を境に東西での大地の大局的な動きの様子がて求めた1997 ～ 2000年の 3 年間の日本列島各地に異なっていることがわかります。

－ 13 －

2

全国の地震活動の特徴

Ａ：
「平成6年
（1994年）
三陸はるか沖地震」[東北大学のデータから作成]
日本海溝付近（○印）で破壊が開始し、ほぼ西方に断層運動が進行しました。

Ｂ：「平成7年（1995年）
兵庫県南部地震」[気象庁のデータから作成]
明石海峡付近（○印）で破壊が開始し、北東方向（神戸市方向）と南西方向（淡路島方向）に断層運動が進行しました。

図2-9 「平成６年（1994年）三陸はるか沖地震」及び「平成７年（1995年）兵庫県南部地震」における断層運動（破壊）の進行方
向と余震分布
本震の震源（○印：破壊の開始点）、断層運動（破壊）のおよその進行方向（矢印）、本震後１日間の余震の分布を示しています。図の余震の分布範囲が本震の震源域（断層運動が起こった範囲）と推定されます。

図2-10

GPSで観測した日本列島各地の動き（1997年4月～ 2000年4月）[国土地理院のデータから作成]
飛島観測点（図中の☆印）から見た各地の動きが矢印で示されています。右下の図は、関東地方周辺を拡大したものです。この時期には大きな変動が無かったため、定常的な地殻変動を見ることができます。

－ 14 －

※図の十字型に組み合わされた2本の直線の方向は、最大の伸び（あるいは最小の縮み）の方向と、最大の縮み（あるいは最小の伸び）の方向とを示しています。
図2-11

GPSの観測から推定した日本列島の変形（1997年4月～ 2000年4月）[国土地理院のデータから作成]

日本列島の地下にかかる力

本列島に向かって何かが押している、あるいは大以上のことから、日本列島の地下では、現在一陸側が日本列島を西方から押していることを想像

般に東西方向に、場所によっては北西－南東方向させます。1960年代末に登場した地球科学の新しに強い圧縮の力がかかっていると推定されていまい体系である「プレートテクトニクス」は、このよす。地震の観測データの解析結果からも同様の結うなことを明快に説明してくれます。

論が得られています。さらに、地形や地質の調査結果によると、かなり以前（少なくとも数十万年前）

プレートテクトニクスの考え方から同様の力が地下にかかってきたと推定されています。

プレートテクトニクスの基本的な考え方は次のとおりです。
地球の全表面には、プレートと呼ばれる厚さ数

地震の分布と日本列島に働く力の関係は？

十kmほどの岩盤が十数枚ほど隙間なく敷き詰めら

2-1節で示した地震の分布や日本列島の地下にかれています。これらのプレートはそれぞれ別々のかる力を統一的に説明できないでしょうか。日本

方向に移動しており、それぞれのプレート境界で列島の太平洋側沖合の帯状の地域で、規模の大きは、プレートが離れたり、近づいたり、あるいはな地震が数多く発生しているということは、このすれ違ったりしています（図2-16）。一つのプレー地帯に沿って大きな弱面（断層面）があり、そこでトに立って隣のプレートの動きを見ると、年間数断層運動がしばしば起こっていることを示していcm程度の速さで移動しています。

ます。このことは、太平洋側沖合の地帯に何らかの大きな境界が存在することを思わせます。一方、

日本列島周辺のプレートのようす

日本列島が広い範囲で東西方向、あるいは北西－

日本列島とその周辺でのプレートの動きはどの

南東方向に押されていることは、太平洋側から日ように考えられているのでしょうか。各種の研究－ 15 －

2

全国の地震活動の特徴

図2-12

図2-13

GPSの観測から推定した日本列島の変形（北海
道・東北地方、1997年4月～ 2000年4月）[国土地理院のデータから作成]

図2-14

GPSの観測から推定した日本列島の変形（中国・
四国・九州地方、1997年4月～ 2000年4月）[国土地理院のデータから作成]

図2-15

GPSの観測から推定した日本列島の変形（沖縄
地方、1997年4月～ 2000年4月）[国土地理院のデータから作成]

GPSの観測から推定した日本列島の変形（関東・中部・近畿地方、1997年4月～ 2000年4月）[ 国土地理院のデータから作成 ]※この時期には大きな変動が無かったため、定常的な地殻変動を見ることができます。
※図の十字型に組み合わされた2本の直線の方向は、
最大の伸び（あるいは最小の縮み）の方向と、最大の縮み（あるいは最小の伸び）の方向とを示しています。
（図2-12 ～図2-15共通）－ 16 －

●近づき合うプレート境界

日本列島周辺にあるプレート
日本列島とその周辺には、海側の太平洋プレー
ト、フィリピン海プレート、そして大陸側のプ
レート（ユーラシアプレート）の最低３つのプレー
トがあります。大陸側のプレートの東日本側は北米プレートであるとも考えられています（図2-17）。

図2-16プレートの動きと境界
プレートの境界は3種類あります。日本周辺
では、日本海溝や南海トラフなどが近づき合う
プレート境界に当たります。

太平洋プレートは、ほぼ東南東の方向から年間約8 cmの速さで大陸側のプレートに近づき、日本海
溝などで陸側のプレートの下に沈み込んでいます。
日本列島（東北日本）
を東西に横切る断面で、深いの結果、日本列島とその周辺は、複数のプレート

ところ（深さ600km程度）
までの地震分布を見ると、が互いに近づいている地域であることが分かって太平洋プレートが日本列島の下へ沈み込んでいるいます。この近づくプレートの境界では、両プ

ところで地震が発生している様子がよくわかりま

レートが互いに押し合ってヒマラヤのような巨大す（図2-2）。フィリピン海プレートは、ほぼ南東のな山脈を形成するか、一方のプレート（海のプレー

方向から年間3 ～ 7cm程度の速さで日本列島に近づト）がもう一方（陸のプレート）の下に沈み込みまき、南海トラフなどで陸側のプレートの下へ沈みす。この沈み込むところ（沈み込むプレート境界）

込んでいます。このような沈み込むプレートと陸に沿って、海溝やトラフと呼ばれる巨大な溝状の側のプレートとの境界では、近づくプレートどう

地形が形成されます。実際、日本列島の周辺にしの間の広い範囲で圧縮の力がかかり、規模の大は、このような海底地形を見ることができます（図

きな地震（断層運動）が発生します。

2-3）
。

図2-17

日本列島とその周辺のプレート
図中の矢印は、陸側のプレートに対して各プレートが動く向きを示しています。日
本海東縁部（図中の点線）に沿って、プレート境界があるとする説が出されています。

－ 17 －

2

全国の地震活動の特徴

図2-18

日本海東縁部のひずみ集中帯[岡村（2002b）を編集・加筆]
黄色の範囲がひずみ集中帯と考えられています。

ひずみ集中帯北に延びる地震の帯には、ほぼ東西方向の圧縮力

北海道西部から東北日本の日本海側沖合（日本海が働いていることがわかりました。細かくみると、

東縁部）
では、太平洋側のようなプレートの沈み込

この帯は何本かの断層帯からできており、新しいみは見られませんが、大きな地震が帯状に連なっ地質時代の地層が、南北方向に延びる「しわ」を作て発生しています。近年の調査研究から、この南るように変形（褶曲）しています。また前述のよう－ 18 －

しゅう きょく

2-4 日本列島とその周辺で発生する地震のタイプ
日本列島の地震のタイプ分け
前項で、日本列島とその周辺で発生する地震は、その分布から、海域での「海溝などのプレート境界付近で発生する地震」や「海域のプレートの内部で発生する地震」、「ひずみ集中帯で発生する地震」、
陸域の「プレート境界からやや離れた陸域の浅い地
震」に分けられることを示しました。現在では、地震のタイプ分けは、分布の観点からだけではなく、発生する場所の地学的な特徴も考慮して行われています（図2-20）。
（1）海域で発生する地震（海溝型地震）
海溝型地震のうち、プレート境界付近で発生す
図2-19

新潟～神戸に延びるひずみ集中帯[鷺谷（2001）より]緑の線で囲った地域がひずみ集中帯と考えられています。

る地震については、沈み込むプレートと陸のプレー
トの間で発生する地震、沈み込むプレート内で発生する地震に分けて説明します。また、日本海東縁部のひずみ集中帯についても説明します。

に、GPS観測の結果などからも、新潟北部から中部地方北部を経由して近畿地方まで続く地域はその周辺よりも大きくひずんでいることがわかります。これらの地域は「ひずみ集中帯」と呼ばれています（図2-18、図2-19）。
日本周辺のプレートと地震
このように、海域で発生する地震のうち太平洋側の海溝やトラフなどに沿って発生している地震
は、沈み込むプレートの動きに直接関係して発生する地震と考えられます。一方、日本海東縁部で発生する地震は、幅の広い帯状の地域に東西方向に圧縮する力がかかって起こる地震と考えられます。また、陸域の浅い場所で発生する地震は、沈み込むプレート境界から少し離れたところで発生しており、プレートの沈み込みに伴い、周囲にか
図2-20

かる力によって発生すると考えられます。
次項では、日本列島とその周辺で発生する地震について、さらに細かくタイプ分けを行い、それぞれの特徴を記述します。

－ 19 －

日本列島とその周辺で発生する地震のタイプ
日本列島とその周辺では、プレート間地震（プ
レート境界型地震）、沈み込む（沈み込んだ）プ
レート内の地震、陸域の浅い地震などが発生します。

2

全国の地震活動の特徴

図 2-21

プレート間地震の発生サイクル

1）沈み込むプレートと陸のプレートの間で発生する地震ています。連続して発生した地震を１つの活動とみなすと、そのような活動は歴史の資料から９回

太平洋プレートの沈み込みによるプレート間地震

見出されています（詳細は8-1
（1）
1）
節参照）
。

太平洋プレートが沈み込む千島海溝、日本海
溝、伊豆・小笠原海溝の付近では、M7 ～ 8程度のプレート間で稀に発生する巨大地震

規模の大きな地震が発生することがあります。こ太平洋プレートや、フィリピン海プレートの沈のような大地震は、太平洋プレートの沈み込みにみ込む場所では、稀に特に規模の大きな地震と津伴って陸側のプレートの端が引きずり込まれ、や波が発生することがわかってきています。この地がてそれが限界に達したときに陸側のプレートが震は、通常のプレート間地震の震源域がいくつか跳ね上がる、という断層運動により発生します

同時に連動して破壊することで発生すると考えら（図2-21）。
「平成 6 年
（1994年）三陸はるか沖地震」

れています。例えば、1707年の宝永地震（M8.6）
は、（M7.6）
や「平成15年（2003年）
十勝沖地震」（M8.0）
が南海地震と東南海地震が同時に発生した地震と考このタイプの地震です。このような地震をプレー

えられています。また、1703年の元禄地震（M8.1）
は、

ト間地震あるいはプレート境界型地震といいます。

1923年の関東地震（M7.9）に比べて震源域が広いと断層長が100km以上に達する場合には、地震の規推定されており、このタイプの地震と考えられて模はM8程度になります。

います。さらに、津波堆積物の調査結果から、北海道で17世紀に十勝沖の地震と根室沖の地震が連フィリピン海プレートの沈み込みによるプレート

動し巨大津波が発生したことや、東北沖で869年に間地震発生した貞観津波（M8.3）
がこれまでに知られていフィリピン海プレートが沈み込む相模トラフ、ない巨大地震によるものであった可能性がありま

駿河トラフから南海トラフ、さらに南西諸島海溝

す。また、
海外の例では、1960年のチリ地震（Mw9.5）付近にかけては、規模の大きな地震が発生しておや、2004年のスマトラ沖大地震（Mw9.1）が、このり、相模トラフ、駿河トラフから南海トラフでは、タイプの地震であると考えられています。

しばしば M8程度の巨大地震も発生します。関東大震災を引き起こした1923年の関東地震（M7.9）、1944

津波による被害

年の東南海地震（M7.9）、1946年の南海地震（M8.0）

このタイプの大地震に伴う海底の地殻変動（隆起などがその例であり、これらはフィリピン海プレーや沈降）により、海水が持ち上げられたり、引き下トと陸側のプレートとの境界で発生したプレートげられたりすることにより、津波が発生すること

間地震です。特に、駿河トラフや南海トラフでは、が多くあります。そのため、プレート境界に面しM8程度の巨大地震が、震源域を隣り合わせて数日た沿岸地域、特に震源に近い地域では、プレートから数年以内に連発する傾向があることが知られ間地震の発生により、強い揺れが生じるほか、そ－ 20 －

の直後に津波が来ます。さらに、震源からかなり遠い沿岸地域では、地震の揺れは弱くても津波が来て被害が生じることがあります。
津波地震
プレート境界の一部では、断層面でのずれがゆっ
くりと起こり、それによる海底での地殻変動（隆起や沈降）
で津波が発生することがあります。この場合、ずれがゆっくりと起こるため、生じる地震波（正確には、人が感じることができるような周期の短い地震波）は比較的小さく、我々は弱い揺れし

A：定常的な地殻変動（1997年4月～ 2003年9月15日）

か感じません。しかし、津波を引き起こす海底での地殻変動の大きさは、ずれの速さではなく、断層運動の規模（ずれの量と広さ）などに依存します。
したがって、感じた地震の揺れが比較的弱くても、断層運動が大規模であれば大きな津波が発生します。このように、通常の地震から予想されるよりもはるかに大きな津波を引き起こすような地震を
専門用語で「津波地震」といいます。1896年の明治三陸地震はこの例であり、（短い周期の）地震の揺れの強さから求めたMは７程度でしたが、津波記録を用いて推定された断層運動の規模から求めるとM8.2に相当します。また、1605年の慶長地震では、関東地方から九州地方に至る太平洋沿岸に津

B：地震発生時の地殻変動（2003年9月26日発生）

波が押し寄せましたが、それに対応する地震の揺れによる被害の記録はほとんどないため、「津波地震」であったとする指摘もあります。
地震後の余効変動
プレート間地震では、地震発生後もしばらくの間震源域の周辺で、ゆっくりしたプレートの動きが見られます（図2-22）。このような現象を余効変動と呼びます。余効変動は、GPS観測などにより捉えられ、地震が発生した時のプレートの跳ね上がりと同じ方向に、陸側のプレートがゆっくりと移動するように見えます。余効変動は、M6 ～ 7程
度の規模の地震であれば、数週間～数ヶ月で数cm～十数cm程度の移動で収まることもありますが、より大規模な地震では半年～数年間も続き、陸側のプレートが数十cm程度、地震時の動きと同じ方向へ動きつづけます。この動きは徐々に収まり、その後の沈み込みに伴う、地震時の動きと反対方

C：地震発生後の余効変動（2003年9月26日～ 2006年1月）
図2-22 「平成15年（2003年）十勝沖地震」の発生前の動
き、地震時の動き、余効変動[国土地理院のデータから作成]
岩崎観測点（青森県深浦町）から見た動きを示しています。それぞれの図で、矢印の長さのス
ケールが異なることに注意が必要です。

向の動きへ変わり、再び地下でのひずみの蓄積が－ 21 －

2

全国の地震活動の特徴

始まります。

ほか、その数分後には津波が来ることもあります。
また、震源域から遠い地域の沿岸にも津波が来る

2）
沈み込むプレート内の地震ことがあります。さらに、日本海は比較的狭い海

近年発生したプレート内の地震域が陸で囲まれているために、太平洋で発生する

海溝やトラフなどから沈み込んでいくプレート

津波に比べて津波の伝わり方が複雑で、津波の影の内部で大規模な破壊が起こり、大地震が発生す

響を受ける時間が長く、地震発生から数時間後にることもあります。地下の比較的浅い場所でこの津波の高さが最大になる場合もあります。他の海ような大地震が発生したとき、多くの場合は津波

溝型地震の繰り返し間隔が数十～数百年に一度でを伴います。例えば、1933年の三陸地震（M8.1）や「平あるのに対して、この地域の個々の震源域で発生

成６年（1994年）
北海道東方沖地震」（M8.2）
がその例

する大地震の間隔は数百～数千年に一度と比較的で、津波を伴いました。

長いのが特徴です。

深い場所で発生したプレート内の地震（2）
陸域で発生する地震

ある程度沈み込んだプレートの内部でも破壊が陸域で発生する地震の特徴

起こり、地震が発生します。震源が100 ～ 200km

日本列島の陸域では、阪神・淡路大震災を引き起と深い場合でも、地震の規模が大きければ、地表

こした
「平成７年
（1995年）
兵庫県南部地震」（M7.3）

において強い揺れが生じることがあります。例えや「平成16年（2004年）
新潟県中越地震」（M6.8）のよば、「平成５年（1993年）
釧路沖地震」（M7.5）は太平

うな大きな地震が発生することがあります。海溝

洋プレート内の深さ約100kmで発生したにもかか型地震のところで述べたように、日本列島の地下

わらず、釧路で震度 6 が観測され、被害が生じまには、一般に東西方向ないし北西－南東方向の強した。

い圧縮の力がかかっていて、そのため、このような地震が発生します。これまでの調査研究により、

3）
日本海東縁のひずみ集中帯で発生する地震

陸域では、地震を発生させるような硬さを持つ岩日本海東縁の地震の発生の仕方

盤が存在するのは、せいぜい地下15 ～ 20km程度

東北日本の日本海側沖合では、「昭和58年（1983の深さまでで、それより深いところでは、岩盤に年）
日本海中部地震」（M7.7）、「平成５年（1993年）北力がかかっても急激な破壊は起こさず、ゆっくり

海道南西沖地震」（M7.8）などの大きな地震が南北に変形してしまうと考えられています。したがって、連なるように発生してきました。北海道沖から新陸域で発生する規模の大きな地震は、その震源が潟県沖にかけてのこの地域はプレート境界と考え20km程度より浅くなります。

られますが、他の海溝型地震の発生場所のような、海溝やトラフからプレートが沈み込むような明瞭

地表にずれが出ることもな溝状の海底地形が存在しません（図2-17の破線）。

このように、陸域で発生する地震は震源が浅い

前述のように、この地域はひずみ集中帯となってため、M7.0程度以上の大地震が発生した場合、断おり、太平洋側のように海溝からプレートが沈み層運動が地表面まで達して、地表にずれが生じる

込みその境界付近で圧縮力によるひずみを解消すことが多くなります。地形や地質の調査から、地るのではなく、ひずみ集中帯全体で圧縮力による表をずらした断層では、少なくとも過去数十万年

ひずみを解消すると考えられています。

にわたって、そのようなずれが繰り返し起き、地形面や地層の変形が累積してきたことが分かって

日本海東縁の地震による津波います。これは、ほぼ同じ面（断層面）で、何度もこの地域の大地震は海底下の比較的浅いところ

大地震が発生してきたことを意味しています。まで発生し、それに伴う海底での地殻変動（隆起や沈た、このことは、日本列島の地下には、少なくと降）により、津波が発生します。震源域が陸域に近も過去数十万年の間、同じような力がかかってき

い場合、震源に近い沿岸では、強い揺れが生じるたことを示しています。したがって、地下に同様－ 22 －

の力がかかっている限り、このような断層では、
今後も大地震が繰り返し発生すると考えられます。
過去に活動を繰り返し、今後も活動する可能性がある断層を活断層と呼びます。
活断層によってできる地形
活断層は、過去の地震に伴うずれの累積により、

図2-23

活断層のずれによってできた地形
図中の活断層を境に、向こう側が右上方向にずれています。活断層のずれの累積により、段丘や尾根のずれ、河川の屈曲など、様々な地形が認められます。

図2-24

活断層の空中写真[岡田篤正氏撮影]
四国の石鎚山脈北麓には、中央構造線断層帯
がほぼ東西に走っています。地形から、2本の活断層の位置（白と黒の矢印）が明らかに認められます。

もともと一続きだった地形面が不連続になるなどの独特な地形を形成します（図2-23、図2-24）。したがって、このような地形を手がかりにして、活断層を見出したり、その活動度を推定したりすることができます。活断層を見出す調査では、図2-23のような地形を探し出すために空中写真などが用いられています。図2-25に示した日本列島とその周辺における主な活断層の分布を見ると、山地と低地との境界に活断層が位置するなど、地形と活断層の分布には密接な関係のあることがわか
ります。
活断層の
「活動度」
活断層を詳しく調査すると、それぞれの活断層によって、ずれが累積する割合が異なっていることがわかります。すなわち、活断層の活動の程度
は、活断層によって異なります。このような活動の程度を活動度と呼び、1000年あたりの平均的なずれの量（平均変位速度と呼ばれる）に基づいて、それが大きい順に、A級、B級、C級の 3 つのクラスに区分されています。 活動度が高いＡ級の活断

図2-25

日本列島の地形と活断層の分布[出典は巻末の共通出典一覧参照]
活断層は山地と平野の境界に沿うように分布することが多くあります。活断層が延びる方向にはある程度の規則性があり、例えば、中部地方では多くの場合、北東－南西方向
あるいは北西－南東方向に延びています。

－ 23 －

2

全国の地震活動の特徴

層の場合、1000年あたりの平均的なずれの量は1 ～

日本列島では、活断層の活動の繰り返しなどに10mとされています。活動度は、個々の活断層でよって周囲より低くなった場所に平野や盆地が形の地震の発生間隔あるいは地域的な地震活動の特成され、そこに市街地が発達しています。したがっ徴を考える上で、重要な指標となります。例えば、て、市街地の直下やごく近くで大地震が発生する

活動度A級の活断層が多数分布している地域では、こともあります。また、平野や盆地内では、場所そうでない地域に比べて、規模の大きな地震が発により河川等で運ばれてきた砂や泥などが非常に生する頻度は高いと言えます。

速く積もることがあります。このようなところでは、活断層による地表のずれが見えにくくなるた

活断層の活動履歴の調査

め、地形だけを見ても活断層の存在が分からない

活断層を掘り起こして、その活動の履歴を調査こともあります。

する「トレンチ調査」も行われています（図2-26）。
そのような調査によって、活動の間隔や最新の活海底の活断層で発生する地震

動時期、活動した断層の区間
（断層長）
、あるいは

「平成19年(2007年)能登半島地震」(M6.9)や「平成

歴史の資料によって知られている地震との対応な

19年(2007年)新潟県中越沖地震」(M6.8)は、日本海

ど、活動の履歴が明らかになれば、将来の活動時の海底に分布する活断層で発生した地震です。海期や規模をある程度評価することができます。た

岸に近い海底の活断層で地震が発生した場合は、だし、活断層の活動間隔は、短くとも1000年程度

強い揺れとともに津波が直後に来ることもありまと長く、しかもある程度のばらつきがあるため、す。

次の活動時期の評価は数百年程度の精度にならざるをえません。また、局所的に大きな被害をもた陸域のより深い場所で発生する地震

らすこともあるM6程度の地震では、多くの場合、

通常の陸域で発生する地震より深い場所（深さ50

地表にずれが生じないため、この程度の規模の地～ 200km程度）でも地震が発生することがありま

震を通常の活断層調査で捉えることは困難です。

す。これは海溝やトラフで沈み込んでいった太平洋プレートやフィリピン海プレートの内部で発生する地震です。
（3）
その他の地震活動
これまでに述べてきたタイプの地震の他にも、様々な現象と結びついた特徴的な地震活動があります。以下では、最近の観測から分かったものも含めて、その他の特徴的な地震活動を説明します。
1）
火山に関係する地震活動
火山の山体の周辺では岩盤の浅い部分の限られた場所に力が働いており、火山活動に伴って中小

図2-26

活断層調査
（トレンチ調査）の様子[産業技術総合研究所撮影]
お び ろう（新潟県魚沼市）付近のトレンチ調査を小平尾示しています。活断層によって、地表に段差ができている様子が見えます
（黒矢印）
。また、白
矢印のあたりで、斜めに地層がずれており、過去に地震があったことを示しています。このよ
うに、トレンチ調査では地下を掘削して、地震のずれなどから過去の地震の際の変形などを調べます。

規模の地震が発生します。また、桜島の大噴火に伴った1914年の桜島の地震（M7.1）のように、稀にＭ7程度の大地震が起こることがあります。
火山の周辺などでは、群発地震活動が見られる
ことがあります。例えば、伊豆半島東方沖の群発地震活動は、火山活動と関連して発生していると考えられます。また、「平成12年（2000年）
有珠山噴火」の際には、噴火 4 日前から地震活動が活発にな－ 24 －

り、噴火後もしばらくの間地震活動が続きました

刻、その地域の社会状況、さらには地震が引き起（最大の地震はM4.9）。さらに、2000年の三宅島のこす二次的災害（火災、水害など）の規模と状況な噴火活動の際にも、 2 回のM6.5（最大震度6弱）のど、多くの要因によって変わってきます。ここでは、地震を始めM6以上の地震が 6 回発生しました。

地震による直接的な（一次的な）被害と津波の被害について主に記述します。

2）プレート境界での「ゆっくりすべり」
に関係する
地震活動

（1）
地震の揺れに関係した被害

これまでは、プレート境界ではプレートの沈み

地震の揺れが強くなる原因込みに伴い、プレート境界の断層面が急速にずれ

地震の揺れの強さは、ふつう震源域から離れるることで地震が発生すると説明してきました。しにしたがって弱くなりますが、地表付近の地盤のかし、最近のGPSやひずみ計などの地殻変動の観影響も強く受けます。堆積層の厚い地域や埋立地

測から、このプレート境界の断層面が、急速にでなどの軟弱な地盤上の建築物は、周辺より激しはなく、数日～数年をかけてゆっくりとずれる（す

く揺れて大きな被害を受けることがあります（図

べる）現象があることが分かってきました。この現

2-27）。さらに、地震の揺れの強さは、断層運動

象も、プレート境界を境に岩盤どうしがずれると（破壊）の進行方向やずれの量の分布、地域的な地いう点では、基本的に地震が起こるのと同じです

下構造にも影響されます。例えば、断層の破壊がが、地震波を出さずゆっくり動くことから、「ゆっ

進む方向では、急速な破壊の進行と地震波の伝播

くりすべり（スロースリップ）」と呼ばれています。

が影響し合って、強い揺れが生じることがありま

これは、豊後水道や房総沖、最近では東海地方な

す。
「平成６年
（1994年）
三陸はるか沖地震」（M7.6）

どで見られ、通常のプレート間地震の発生する場

では、断層運動は日本海溝のすぐ西から始まって、所よりも深い場所で発生していることが分かって西方に向かって進行し、八戸市の沖まで達しましいます。この現象は、現在までのところ、直ちにた（図2-9A）。八戸市で強い揺れ
（震度6）
になった一

被害を伴う地震とは結びついてはいませんが、規因として、同市に向かうような破壊の進行が挙げ模の大きい海溝型地震の発生が考えられる地域にられています。また、「平成７年（1995年）
兵庫県南隣接している場合もあり、ゆっくりすべりが海溝部地震」
では、明石海峡付近から淡路島方向に破壊型地震の発生に結びつくという考えもあります。

が進行するとともに神戸市方向にも破壊が進行しました（図2-9B）。神戸市周辺の被害が大きくなっ3）
相似地震（繰り返し地震）た一因として、破壊が神戸市方向に進行したこと

近年、ほぼ同じ場所で同じような規模・地震波
形の地震が繰り返し起こっている場所があることと、不規則な地盤構造によって地震波が局所的に増幅されたことが考えられています。

が分かってきました。このような地震群のことを「相似地震（繰り返し地震）」と言います。

地震の揺れと自然要因による被害

中でも、釜石沖ではM4.8前後の規模の地震が、地震の揺れと他の自然要因が組み合わさること

およそ5 ～ 6年間隔で発生しています。この相似地によって、災害の様相が複雑になることがありま

震の震源域周辺には、同程度の規模の地震やそれす。

以上大きな地震が起きていないので、他の地震に

例えば、軟弱地盤のうち、水に浸された粒の揃っよる影響を受けにくく、ほぼ等間隔で同規模の地た砂の地層がある場合、地震で強く揺すられるこ

震が発生すると考えられています。

とによって、地層全体がどろどろの状態になることがあります。これを地盤の「液状化現象」と言い

2-5 地震とその被害ます。またこのとき、泥や地下水が地表に吹き出

一般に、地震による被害の規模と様相は、地震

すこともあります（噴砂現象、図2-28）。液状化現の規模や震源域からの距離だけではなく、その地象が発生すると、地盤は地上の構造物を支える力

域の地質・地形・地下構造、地震の発生時期や時を失い、比重の大きいビルや橋梁が沈下したり、－ 25 －

2

全国の地震活動の特徴

図2-27

揺れの違いの主な原因
揺れの大きさは、地震の規模、震源域からの距離だけでなく、地盤の軟らかさやその厚さなどによって大きく変わります。

面崩壊に端を発して、土石流（土砂や岩屑が多量の水とともに高速で流下する現象）が発生することもあります。
「昭和59年（1984年）長野県西部地震」（M6.8）
では、御岳山頂のやや南で大規模な斜面崩壊が発生するとともに、崩壊した多量の土砂は、土石流となって川を約10kmも流れ下り、大きな被害をもたらしました。 斜面崩壊や土石流などが発生した場合、河川のせき止め、決壊による二次災
害が発生する場合もあります。また、地震の揺れによる崖崩れなどの小規模な崩壊（土石などの崩
図2-28 「昭和58年（1983年）日本海中部地震」による噴砂の跡（秋田県若美町（旧名、現在の男鹿市））[地質調査所（現・産業技術総合研究所）撮影]
丸く平べったい砂山の中心から砂や泥水が噴き出しました。この砂山は吹き出したものが積もってできたものです。

落）もしばしば発生し、限られた場所で被害が生じることがあります。
一方、地震の揺れが引き金となって、緩やかな斜面で広い範囲がゆっくりと滑り下ること（地すべり）があります。
「平成７年（1995年）兵庫県南部地
震」
では、神戸側の丘陵地域で、地すべりによる土

比重の小さい地下埋設管やマンホールなどが浮力

砂が家を押しつぶし、限られた場所で被害が生じで浮き上がったりして、被害を及ぼします。また、ました。

傾斜している地層に液状化が生じると、単に支持

また、「平成16年（2004年）
新潟県中越地震」（M6.8）

力を失うだけでなく、液状化した地層が地すべり

では、山間部での強い揺れによって、広い範囲でのように横方向に大きく動き、盛り土の崩壊など

多くの斜面崩壊が発生し、家屋や田畑への被害をの被害が生じることがあります。これを「流動化現生じました。また、山間部の集落と周辺都市を結象」と呼んでいます。

ぶ道路が通行不能になり、被害地域が一時孤立しました。さらに、斜面崩壊により河川がせき止め

斜面崩壊による被害

られて水が溜まる「河道閉塞」や、集落の水没など

地震の揺れにより、山崩れなどの斜面崩壊が発の被害も見られました。

生し、斜面にある建物などのほか、その周辺にも斜面崩壊や地すべりなどは、地震の揺れや降雨

被害を及ぼすことがあります。また、大規模な斜などが原因となって引き起こされますが、地質、－ 26 －

地形、地下水の状況などがその発生の下地になっ参考 スマトラ沖大地震ています。また、斜面崩壊や地すべりなどは、（本
震後の）余震などにより発生することもあります。

日本国内の事例ではありませんが、2004年に発生したスマトラ沖大地震は、スマトラ島やセイロ

（2）
津波被害

ン島、アフリカ東岸などインド洋沿岸に大津波を津波について正しい知識を身につけ、自ら避難もたらし、20万人以上の死者・行方不明者を出しすることが大切です。次に津波の事例を述べます。

ました（図2-29）。この地震による被害の多くは、地震の揺れによる直接的な被害よりも、津波によ

明治と昭和の三陸地震による津波被害

る被害が圧倒的に大きいものでした。その後の調

例えば、1896 年 6 月15日19時32分頃に発生した査により、津波の高さは最大48.9mと推定されてい明治三陸地震（M8.2）
では、その断層運動の規模はます。また、図から、津波には大変な流れがある

非常に大きかったにもかかわらず、感じられた地ことが見て取れます。この流れが、人や建物に大震の揺れが小さかったこと、またその発生は旧暦

きな被害をもたらす要因のひとつです。

の端午の節句の夕刻でありそれを祝う人々が屋内に集まっていたことなどから、住民の避難が遅れ、
20,000名以上の溺死者を出したと言われています。
その一方で、1933年の三陸地震（M8.1）
においては、
多くの生命が失われましたが（死者・行方不明者
3,064名）、1896年の津波の教訓を生かして避難が効
果的に行われたところでは、津波による犠牲者は少なくすみました。
津波に関する重要な知識
津波について知っておくべき重要なこととして
図2-29は、以下のことが挙げられます。
・海域で発生したM6程度以上の地震に伴って津波

スマトラ沖大地震によるアチェでの生存者の証
言による再現絵画 [絵：藤田哲也(静岡大学防災総合センター林能成氏提供)]が発生する可能性があります。
・来襲する津波の大きさは感じた地震の揺れの大きさだけでは判断できません。

があります。このような場合は地震が発生してか・津波は必ず引き波から始まるわけではなく突然
押し波が来襲して始まることもあります。

ら津波が到達するまで数時間～数十時間もかかります。沿岸域では日本国内ばかりではなく、海外・津波は時には海岸から数kmも離れたところまでで発生した地震や津波の情報にも気をつける必要

押し寄せることがあるため、遠くへ逃げるよりがあります。このタイプで、最大の被害をもたらも高い場所へ逃げる必要があります。

したのは「チリ地震津波」です（詳細は地震コラム

・津波は河川のように低いところから入ってくるため、河川には近づいてはいけません。

「22時間かけて16000キロを越えて襲った災害 －チリ地震津波―」を参照）。

・津波は津波の第１波より第 2 波以降の方が大き

津波被害には、流水や漂流物の衝突による建物

くなることもあるため、警報や注意報が解除さの被害、漁船の流失や養殖水産業や漁港施設へのれるまでは避難場所から戻ってはいけません。

被害、田畑などへの浸水被害などもあります。また、津波に流された家屋や漁船などから出火して火災
さかのぼ

海外の地震による津波を引き起こすこともあります。さらに、川を遡る

海外などで発生する、日本では揺れを全く感じ

津波によって被害が生じることがあります。

ない地震であっても、突然津波におそわれること－ 27 －

2

全国の地震活動の特徴（3）
その他の被害カタカタとした揺れを引き起こす地震波よりも陸域の浅い場所で発生する大地震の場合、断層

ゆっくりとした周期の長い地震の揺れのことで、のずれが地表に及ぶことによって、道路や建物が震源域から遠く離れたところまで伝わりやすいと破壊される場合があります。
「平成７年（1995年）兵

いう性質があります。長周期地震動による被害は、

庫県南部地震」
では、淡路島の野島断層でずれが生

長大な構造物、特に深い堆積盆地の上にある構造

じて、建物や道路等への被害が生じました。地表物で発生しやすい性質があります。関東平野や大におけるずれの現れ方は、地盤の状況（特に軟弱層

阪平野、京都・奈良盆地、濃尾平野などは、深いの厚さ）などによって異なり、それとともに被害の堆積盆地の上に広がっています。このため、これ様相は異なります。

らの地域の高層建築物や石油タンクのような長大地震に伴う広域的な地殻変動（隆起や沈降）によな構造物にも同じような被害が出ることが想定さる被害もあります。例えば、1854年の安政南海地れます。実際に、「平成16年（2004年）
新潟県中越地震（M8.4）や1946年の南海地震（M8.0）などに伴って震」（M6.8）
では、震源から200km程離れた東京の高高知市付近の地盤が１ｍ程度沈降し、それによっ層ビルで、エレベータが損傷するなどの被害を受て海水が浸入して、田畑の浸水などの被害が生じけました。

ました。また、逆に、地震に伴う土地の隆起によっ

また、2005年の千葉県北西部の地震（M6.0）
では、て、港が浅くなり、港の機能に障害が生じること

エレベータに閉じこめられたり、電車、地下鉄等もあります。

が一時運転を見合わせたため、帰宅困難者が大勢出るなど、新たな都市型被害の問題が認識されま（4）
社会状況の変化と地震被害した。

都市化、宅地化などの進展、すなわち社会の状
況の変化とともに、被害の様相も変化することが2-6 日本で発生する地震活動の評価あります。例えば、宮城県の太平洋側沖合で発生

これまで述べてきたように、過去の被害地震とした1936年（M7.4）と1978年（M7.4）の宮城県沖地震

同様の大地震は、今後も繰り返し発生すると考えは、震源域と地震規模がほぼ同じでした。しかし、られます。このような大地震は、過去の地震活動

被害の規模と様相は大きく異なりました。1936年の履歴から、ほぼ同じ場所で、ある程度のばらつの地震による被害は、宮城県で負傷者 4 名、住家きは見られるものの、ほぼ同じ時間間隔で発生す

半壊 2 、非住家全壊 3 、道路の亀裂などでした。

ると考えられます。

一方、1978年の地震では、全体で死者28名、負傷

地震調査委員会では、このような地震のうち、者1,325名、住家全壊1,183などの大きな被害が生じ

特に影響が大きいものについて、これまでの調査ました。特に、新たに住宅街を造成したところで研究の結果をもとにその特性を評価しています。

の被害が目立ったほか、日常生活に不可欠なガス、評価の内容は、大きく以下の 3 つに分けられます。

水道、電気等のライフラインが被害を受け、仙台・長期評価

市等において、市民生活に大きな支障をきたしま

陸域の活断層帯や海溝付近で発生する地震につした（詳細は4-2（1）節参照）。このような被害の大いて、発生場所・規模・繰り返し発生する間隔ときな差は、都市化や宅地化の進展などの社会状況

将来の発生確率などを推定します。

の変化により生じたと考えられます。

・強震動評価「平成15年（2003年）
十勝沖地震」（M8.0）
では、震長期評価が行われたいくつかの地震について、源域から200km程離れた苫小牧の精油所の石油タそれらが発生した場合に、震源域の周辺地域が見ンク内の石油が液面揺動（スロッシング現象）を起舞われる揺れの強さを予測します。

こして溢れ、火災を招きました。この被害を引き・確率論的地震動予測地図

起こした原因の一つは、大地震に特有な、いわゆ

長期評価・強震動評価の結果を基に、将来、地る「長周期地震動」であると考えられています。長

震によって強い揺れに見舞われる可能性を確率で

周期地震動は、普段われわれが地震の時に感じる

示した地図を作成します。

－ 28 －

図2-302008年12月までに長期評価を行った主要活断層帯（赤線）と海溝型地震

（1）
長期評価

（2）
強震動評価

将来起こる地震の「場所・規模・時期」を、警報

強震動評価では、ある特定の震源断層に着目し、が出せる程の確かさで事前に予知することは、現そこで地震が発生した場合に、周辺の地域がどの在の知見では一般的に不可能です。しかし、過去程度の強い揺れに見舞われるかを推定します。こに繰り返し活動している活断層で発生する地震やれにより、例えば自分の住む地域の周辺の活断層

海溝型地震については、ある一定の期間内に大きが実際に動いた場合に、その地域がどれくらい強な地震が起こる可能性を、確率を用いて予測する

い揺れに見舞われるかを知ることができます。図ことが可能となっています。これは、歴史資料や2-31は、2009年 4 月までに地震調査委員会が公表

地形・地質学的な調査により判明した地震の活動

した強震動評価の評価領域を示したものです。

履歴に基づいています。

一般に、揺れは震源断層に近いほど大きくなり

地震調査委員会では、陸域の主要断層帯と、日ますが、地下の構造や地表付近の地盤の状態にも本周辺の 7 つの海域を対象に、地震の規模や、一影響されます。軟らかい「軟弱な」地盤では、固い定期間内に地震が発生する確率を予測し、これを、地盤に比べて地震波が何倍にも増幅され、揺れが「地震発生可能性の長期評価」と呼んでいます。図大きくなる場合があります。図2-32は、このよう2-30は、2008年12月までに長期評価が行われた活な地盤の影響度を示したものです。強震動評価で断層・海溝型地震の位置を示したものです。

は、このような地盤の影響を考慮して評価を行っています。

－ 29 －

2

全国の地震活動の特徴

図2-31

2009年 4 月までに強震動評価を行った領域

図 2-32

地震の揺れに対する地盤の影響度－ 30 －

図 2-33

確率論的地震動予測地図（基準日：2009 年 1 月 1 日）

（3）
確率論的地震動予測地図

参考 基盤観測網

確率論的地震動予測地図は、考え得る全ての地震を考慮して、将来強い揺れに見舞われる可能性

地震活動とこれに関係する地殻変動を捉えるこを、地図で表したものです（図2-33）。この地図は、とを目的とした様々な観測が、大学や研究機関、国・長期評価の行われた地震だけでなく、発生する場

地方公共団体などの行政機関や民間会社によって所が予め分からない地震も考慮して作成されてい行われています。ここでは、それらのうち、「平成ます。ただし、そのような地震による揺れの可能7年（1995年）
兵庫県南部地震」の発生を契機に、全性は、広い地域に薄められて示されています。また、国を網羅するように高い密度で設置された基盤的

強震動評価と同様に、地盤の影響も考慮されてい

な観測施設
（観測網）
について説明します。

ます（図2-32）。
（1）
地震観測網
地震の揺れは、これまでにも述べてきたように、地震の規模や、震源域の場所、観測地点の地盤の条件などにより、様々に変化します。これらの多様な地震の揺れを捉えるためには、それぞれの揺れの性質に応じた地震計が必要になります。全国に展開されている地震観測網には、観測の対象と－ 31 －

2

全国の地震活動の特徴

図 2-34

図2-35

強震計の設置場所

高感度地震計の設置場所－ 32 －

図2-36

図2-37

広帯域地震計の設置場所

GPS連続観測施設の設置場所－ 33 －

2

全国の地震活動の特徴

する地震の揺れの性質の違いから、強震計、高感（～２秒程の周期）から、感じることのできない非度地震計、広帯域地震計の３つがあります。

常にゆっくりとした揺れ（数十～数百秒程の周期）
までの周期に着目した地震計です。この地震計で強震観測網

は、様々な周期帯の揺れを記録できるので、他の強震計は、他の種類の地震計では振り切れてし地震計では捉えられない、ゆっくりとした地震のまうような強い揺れ（地震動）を観測します。この揺れを正確に捉えることができるほか、震源域で観測網では、建物や構造物に被害を及ぼすようなの断層運動の詳細な時間経過が解析できると同時

種類の揺れが観測され、地盤の構造や耐震設計なに、津波地震を的確に検知することが可能となり

ど、主に工学的な研究に役立てられています。現ます。現在、広帯域地震計は防災科学技術研究所

在、強震計は気象庁、防災科学技術研究所（K-NET、（F-net）、大学などにより100箇所程度設置されて

KiK-net）、国土交通省、大学、地方自治体などにおり、100km間隔を目安として、全国へのきめ細より全国7,000箇所以上設置されています。それら

やかな配置が進められています。図2-36は、これの多くは地表に設置されていますが、地盤の構造

らの観測施設の設置場所を示しています。

に深く関わる地震動の特性を把握するためには、
地下の基盤での観測が必要不可欠です。そのため、（2）
地殻変動観測網

高感度地震計に併設して、地下の基盤にも強震計

GPS連続観測施設が設置されています。図2-34は、これらの観測施
設の設置場所を示しています。

GPSによる地殻変動観測では、複数の人工衛星からの電波を連続的に観測することによって、高い精度でGPS観測点の位置を測定し、大地の動き

高感度地震観測網を明らかにします。稠密なGPS連続観測網により、

高感度地震計は、人が感じない非常に小さな地

大規模な地震に伴う地殻変動のみならず、従来の震の揺れまで観測します。小さい地震は、発生す手法では難しかった、全国規模での地殻変動を即る頻度が高く、このような地震を多く観測するこ時に捉えることができるほか、ゆっくりすべりなとで、各地域の地震の活動度や地震の発生様式、どの、これまでは捉えられなかった現象も捉える

地下構造などを把握することができます。現在、ことができるようになりました。現在、GPSの連高感度地震計は気象庁、防災科学技術研究所（Hi-

続観測施設は国土地理院（GEONET）、大学、海上net）、
大学などにより1,000箇所以上設置されており、保安庁などにより、全国に1,400箇所以上が整備さ全国で偏りなく微小地震を検知できるよう、15 ～れており、全国的に偏りなく地殻変動を観測でき

20km間隔を目安とした観測ネットワークが構築さるよう、20kmから25km間隔を目安とした観測施れています。図2-35は、これらの観測施設の設置

設の整備が達成されました。さらに、活断層周辺

場所を示しています。

における詳細な地殻変動の現状把握の高度化、海溝型地震の想定震源域及び周辺海域におけるプ

広帯域地震観測網

レート間結合の状況把握のための高密度なGPS観

広帯域地震計は、前述した強震計や高感度地震計のような、主に地震動の強さに着目したものと測施設の整備が進められています。図2-37は、これらの観測施設の設置場所を示しています。

は違い、人が揺れとして感じる地面の速い揺れ－ 34 －

１．はじめに術研究所と気象庁が共同で開発した手法や、（独）
防災科学技術研究所で開発された手法を使っています。
４．テレビ・ラジオを通じて伝える緊急地震速報

気象庁は、平成19年10月 1 日より、地震による"強い揺れ"を事前に知らせる「緊急地震速報」の一般

緊急地震速報をテレビ・ラジオを通じてお伝えする場合には、広い地域に放送されるという特性等を向け提供を行っています。
２．緊急地震速報の原理
地震波にはP波とS波という２種類の波があります。S波は伝わる速さはP波より遅いが、揺れはP波考慮し、地震の発生時刻、発生場所
（震源）
の推定値
と震央地名、強い揺れ（震度５弱以上）
及び震度４が推定される地域名を発表し、具体的な予想震度と猶
予時間は発表しません。

に比べて強く、地震による被害をもたらすのは主にS波であるという性質があります。

５．緊急地震速報の特性と限界を理解して利用を
図 2 に平成19年(2007年)新潟県中越沖地震の事例

そのため、地震発生場所近くの地震計で地震波（P波）を観測し、気象庁で瞬時にS波による揺れの強さ
や到達時刻を予測・提供することで、地震による強い揺れを"事前"にお知らせすることを可能にしていを示します。図中の数字は、緊急地震速報の発信か
ら各地に強い揺れ（S波）が到着するまでの猶予時間です。例えば、震源のごく近くで震度６強を観測した新潟県柏崎市や刈羽村は図の0秒の円の中であり、ます。
緊急地震速報では、推定された地震発生時刻、震猶予時間がなく間に合いませんでしたが、同じく震度６強を観測した新潟県長岡市、長野県飯綱町では源の位置、地震の規模と、それらから予想される各
地域毎の最大震度及び到達時刻をお伝えします。
３．緊急地震速報に使われている観測網、処理技術
緊急地震速報では、震源のできるだけ近くで早期に地震を捉える必要があるため、密な観測網が必要です。現在、緊急地震速報で利用している観測網は
気象庁の観測網（約200箇所）と独立行政法人防災科
学技術研究所の観測網（約800箇所）の計約1,000点です（図 1 ）。
また、少ない観測データから地震が発生した位置や規模を推定する必要があるため、
（財）
鉄道総合技

猶予時間はおのおの３秒、20秒でした。
多くの場合、緊急地震速報を発表してから強い揺れ（S波）が到達するまでの時間は、数秒から長くても数十秒と極めて短く、震源近くでは速報が間に合わないことがあります。また、迅速な提供を行うため、ごく少数・短時間のデータから推定していることから、誤報の可能性や推定震度に誤差を伴うなどの限界もあります。
利用者は緊急地震速報のこのような特性や限界を理解した上で活用する必要があります。

図1

図2

緊急地震速報について

緊急地震速報で利用している観測網（■が気象庁の観測点、▲が防災科学技術研究所の観測点）

平成19年（2007年)新潟県中越沖地震の緊急地震
速報の猶予時間と推計震度分布－ 35 －

2

全国の地震活動の特徴

コラム

22 時間かけて 16000 キロを越えて襲った災害－チリ地震津波―

2004年のクリスマス休暇をアジアのリゾートで寛この地震によって、アタカマ海溝付近の海水が海底のいで過ごしていた世界各地からの観光客を襲い、世地殻変動によって大量に持ち上げられました。こうし界で20万近い人命を奪ったスマトラ大地震津波の様

て生じた
「波」
は、太平洋を秒速200mほどで22時間かけ子を、テレビでご覧になったことでしょう。1960年て遥か北西の日本沿岸まで伝わってきたのです（図 1 、

5月に、日本も同じように太平洋のかなたで発生し

図2）。

た超巨大地震による津波に襲われ、大きな被害を受「津波」
はTsunamiとしてそのまま国際語として使わけています。

れていますが、これは津＝港にやってくるまでわから

津波の原因となった地震は、1960年５月23日、日

ない波という、近世日本人の極めて鋭い観察眼を証明

本時間で午前４時に南米チリのバルデビア沿岸で発する命名と言えます。一般に海は、大半は深さがほぼ生しました。この地震は、「1960年チリ地震」と呼ば4km程度で極めて平らなものです。浅い沿岸部から大れる、モーメントマグニチュードで2004年のスマト

陸棚部分、非常に深い海溝周辺、やや浅い海嶺などは

ラ大地震よりさらに大きい9.5。観測された地震と逆に海のなかの特別な場所と言えます。津波はその伝しては世界でいまも最も大きい地震です。震源域はわる速度が水深によって変わります。水深が深いほど

長さ1000kmに及ぶチリの西方沖の海溝付近でした。

速度は速く、浅くなると速度が遅くなるのです。このため、陸に近づくと、海が浅くなって波の伝わる速度
が急激に遅くなるために、うしろから来た波が追いつく状態となり、どんどん波の高さが高くなるのです。
水深の深い沖にいるときはうねり程度にも気づかない
高さの波であるのに、陸の「津」に来ると、急激に高さが増して、あたかも水の壁のようになって迫ってくる
かいしょう

やっかいな波なのです。古代には津波は「海 嘯 」という恐ろしさから付いたと思われる名称でよばれていまし

図１ 「チリ地震津波」の津波高

図２[ 気象庁のデータから作成 ]チリ地震津波が日本に襲来する波線図[ 渡辺 (1985) に加筆 ]－ 36 －

たが、江戸時代になると正しくその性質を現す名前でに、通常の日本海溝の大地震による津波では、飛びよばれるようになりました。

ぬけた被害を受けてはいませんでした。日本の大地

チリ地震は震源域が1000kmと大変長かったために、震による津波では、日本海溝に正対してジャンケン

地震の破壊が完了するのに５分以上かかりました。このチョキのようにV字型に開いている綾里湾で日本のため、海の水も何分もかかってゆっくりと持ち上げ記録となっています
（4-2
（1）
2）
参照）
。しかしチリ地

られ、津波の周期も大変長くなりました。三重県の志震津波は大船渡のこの自然条件がすべて被害を大き

摩半島の湾では、まず引き波から始まり、港の大半かくする働きをしました。大きい湾は、非常に周期のら水が引いて30分間程度、干上がった港の底に、取り長いチリ津波とよく同期し、湾の奥ほど波を高くし残されてはねている魚を小学生が何匹も拾う時間すらました。南東の口はチリの海溝に対して正面を向いあったといいます。もちろんこのような大きい引きのた形となり、効率的に津波が侵入しました。また、

あとには、大きい押しの波がたっぷりとやってきたわ

22時間の猶予があったものの、津波警報が全くなく、けであるのですが。

もちろん南半球の地震で揺れは感じないので、「グ

日本では北海道から千葉県まで６道県と、当時まだラッときたらすぐてんでんこ（各自ばらばら）に高台

米国統治下だった沖縄とで142名の死者・行方不明者

へ避難」という三陸地域沿岸部の常識での行動もでがでました。最大の被害は死者53名をだした岩手県のきませんでした。５月24日午前２時頃から日本沿岸

大船渡湾、次は死者41名の宮城県南三陸町の志津川湾に達しはじめた大津波は、夜明け前から半日の間にでした。リアス式海岸が続く東北地方の太平洋側の三８波という大波として大船渡で53名の人名を奪いま

陸海岸沿岸は、良港をもたらすと同時に、急激に浅くした。このほか、北は北海道から南は熊本や沖縄まなる「津」の条件と、海で大きい地震が発生する頻度がで、浸水から漁船や港湾施設等の損壊まで広範囲に高い日本海溝が200km沖合いにある立地条件から、常わたって被害をもたらしたのです。すでに研究者のに津波被害をこうむってきた地域です。その中で、大間では、チリやアリューシャンなど太平洋のかなた

船渡湾は、湾がこの地域としては大きく、湾の口もやの地震によっても日本で津波被害が過去に生じたこや南東向きで日本海溝と正面に向き合っていないためとは判っていただけに、せめて注意喚起程度の情報伝達ができなかったか悔やまれます。この地震以降、
津波注意情報があっても被害を受けたハワイなどの経験も加わって、ユネスコ中心に太平洋の遠隔地地震による津波警報の国際協力体制が作られ、日本でも気象庁による警報が間に合うようになりました。
2004年のスマトラ地震を契機に、インド洋沿岸の各国には、半世紀前にチリ地震津波の苦い経験を踏まえて出来上がった太平洋の仕組みが生かされはじめているのです。
沿岸に居住する場合、あるいは海水浴など海辺に滞在中の場合は、必ずどのような津波の心配があるか、どこへ逃げればいいか、などその土地で津波に図３ 「チリ地震津波」
による津波の浸水[大船渡市立博物館所蔵]
大船渡町の台町踏切付近の低い地域の１階軒近くまで津波が押し寄せています。押し流してきた家屋の破片材や植物とともに、水面の皺が、流速の威力を物語っています。高台の上から実物の浸水を捉えた貴重な一枚。

どう対処するべきか、あらかじめ確認しましょう。
一晩しか泊まらない旅館でも念のため火災時の非常階段の場所を確認するのと同じように。日本の沿岸
では各地の自治体によって津波浸水予測が順次行われており、海岸に避難場所などの掲示板などが整備され始めています。

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