根室沖等の地震に関する調査研究（平成 20 年度）
成果報告書

平成 21 年 5 月

文部科学省

研究開発局

国立大学法人北海道大学大学院

理学研究院

本報告書は、文部科学省の委託業務として、国立大学法人北海道大学大学院理学研究院が実施した平成 20 年度「根室沖等の地震に関する調査研究」の成果をとりまとめたものです。
従って、本報告書の複製、転載、引用等には文部科学省の承認手続きが必要です。

グラビア
１．古地震

図１1963 年択捉沖地震・2006 年中千島地震・本研究で推定された 1918 中千島地震の震
源域

i

図２

1918 年中千島地震の観測津波波形（黒）と最適モデルから計算された津波波形（赤）

の比較

ii

津波堆積物調査結果

図３

国後島におけるテフラ層序の模式柱状図。柱状図左側に試料番号を記載。詳しい試料番号については本文参照。樽前 a テフラ（Ta-a），駒ヶ岳 c2 テフラ（Ko-c2），摩周 b テ
フラ（Ma-b），摩周 d1 テフラ（Ma-d1），樽前 c テフラ（Ta-c）を示す。

iii

図４

北海道太平洋沿岸（豊北：十勝川河口周辺）のピットの１つ。TS は津波堆積物，

Ta-a は樽前 a テフラ，B-Tm は白頭山テフラ，Ta-c は樽前 c テフラ。

iv

１．プロジェクトの概要
択捉島沖を含む千島海溝沿いで発生する大地震の今後 30 年の長期評価が発表されているが、この地域の歴史資料は 19 世紀以降に限定されるために、評価の確度は、西南日本などに比べて著しく低いものである。そのために、過去の資料の再検討により 19 世紀以降の大地震の震源位置およびその規模の再決定を行い大地震間の関係を明確にし、大地震発生域の特性を明らかにする。さらに、日ロの津浪堆積物の調査結果の検討により、長期の地震履歴の解明を進める。両者を総合することにより得られるこの地域の大地震発生の
時空間分布をもとに、長期評価の精度向上を図る。
最終的な目標は、択捉島沖を含む千島海溝の大地震の長期評価の精度向上である
が、そのために以下のような 3 つの手法に基づき、それぞれの目標を設定する。
１）日本およびロシアの古地震記録と文献に基づく、19 世紀以降の大地震の震源位置および規模の再決定。（古地震調査）
２）日本およびロシアおよび両国の共同研究による津浪堆積物の調査結果の比較および新
たな調査による数千年間の大地震履歴の解明。（津浪堆積物調査）
３）日本とロシアの地震観測データの統合処理による、1958 年以降発生したこの地域の大地震およびその余震の再決定を通じて、断層モデルの再決定。（地震統合処理）
業務の方法
初年度

基本的な資料収集を日本およびロシアにおいて進める。

古地震調査：１９世紀末から２０世紀初頭、１９１８年までのＭ７以上の大地震について、
日本・ロシアの資料の収集を行ない、余震域の調査・津浪の記録などから本震の大きさの再検討を行う。（古地震の対象としては、１９世紀末から、１９７０年代までが相当する。
今年度は、１９世紀末から１９２０年代までの調査を進める。)
津浪堆積物：これまでの日本・ロシアの調査結果の文献収集とサハリンにおいて、ロシア側収集サンプルの再判定作業を進める。
（津波堆積物の調査は、北海道・カムチャッカ半島
においては、精力的に調査は行われている。これまで十分に調査が行われていない千島列島での調査は、毎年、調査対象地域（島）を変えながら実施するとともに、ロシア側調査の際に収集されているサンプルの共同での再点検を進める。)
地震統合処理：１９５０年代の大地震ならびに余震に関する日本・ロシアの観測カタロ グの収集を行い、震源再決定を行う。
（観測データの残っている１９５０年代から１９９０年までを対象期間として、５カ年で全ての期間の処理を実施する。)

1２．研究機関および研究者リスト

所属機関

役職

氏名

教授

笠原 稔

国立大学法人北海道大学大学院
理学研究院
国立大学法人北海道大学大学
院

准教授

理学研究院

谷岡 勇市
郎

担当課題名
事業推進総括、地震統合処理の研究

古地震資料の収集研究

国立大学法人北海道大学大学
院

助教

西村 裕一

理学研究院

2

津浪堆積物の調査研究

３．研究報告３．１

古地震調査（１）業務の内容（a）業務題目

古地震調査（b）担当者
所属機関
国立大学法人
北海道大学大学院理学研究院

役職

氏名

准教授

谷岡

メールアドレス勇市郎（c）業務の目的
19 世紀末から 20 世紀初頭に千島海溝沿いに発生した、Ｍ７以上の大地震について、日
本・ロシア・アメリカでの資料の収集を行ない、津波波形の記録などから震源域及び規模の再検討を行う。古地震の対象としては、19 世紀末から、1970 年代までが相当する。
まず、日本の津波波形記録は過去の文献からの収集及び検潮所での原記録の収集を行い、それらをデジタル化する。過去の波形記録を解析するためには時刻精度等の正確な情報を得るために原記録に戻るのが最適である。アメリカ（NOAA・NGDC）には古い津波波形記録がマイクロフィルムとして保管されている。その中から千島海溝沿いで発生した地震の津波波形を収集しデジタル化する。収集した津波波形記録を津波数値計算により再現することで過去の大地震の震源過程を推定する。
（d）5 ヵ年の年次実施計画
１）平成 19 年度：
・アメリカ（NOAA・NGDC）での千島海溝沿い大地震により発生した津波の観測
波形記録の収集・気象庁仙台管区気象台に保管されている鮎川検潮所での津波波形原記録の収集
・文献調査による津波波形の収集
２）平成 20 年度：
・アメリカ（NOAA・NGDC）での千島海溝沿い大地震により発生した津波の観測
波形記録の収集及びデジタル化
・北海道の地方気象台に保管されている検潮記録から津波波形原記録の収集及びデジタル化・文献調査による津波波形の収集及びデジタル化
・津波数値計算による津波波形解析により 1918 年中千島地震の震源過程推定
３）平成 21 年度：
・アメリカ（NOAA・NGDC）での千島海溝沿い大地震により発生した津波の観測
波形記録の収集及びデジタル化
・北海道・東北の地方気象台に保管されている検潮記録から津波波形原記録の収集及びデジタル化3

・津波数値計算による 1963 年択捉沖巨大地震とその最大余震の震源過程推定
４）平成 22 年度：
・気象庁地方気象台に保管されている検潮記録から津波波形原記録の収集・収集された津波波形記録のデジタル化
・1958 年択捉沖・1969 年千島沖地震等、津波波形を得られた大地震の震源過程の推定
５）平成 23 年度：
津波波形記録の得られた全ての地震に対して震源過程を推定し、千島海溝沿い大地
震発生の時空間分布図を作成する。
（e）平成２０年度業務目的
アメリカ NOAA－NGDC の 1854 年から 1945 年までに世界中の検潮所で記録された津波波形のスキャン記録の収集を行う。1963 年千島地震による津波波形のデジタル化を行い、さらに潮汐補正を行い津波波形解析に用いることができる波形データを得る。津波数値計算による津波波形解析により 1918 年中千島地震の震源過程を推定する。

4

（２）平成 20 年度の成果（a）業務の要約
アメリカコロラド州デンバーにある NOAA－NGDC にて 1850 年代から 1940 年代に発生した巨大地震の津波波形記録をマイクロフィルムからスキャンし画像ファイルとして収集した。昨年度収集した 1918 年中千島地震の津波波形記録を用いて津波数値計算手法を用いて震源過程を推定した。さらに津波数値計算による 1963 年択捉沖巨大地震の津波波形解析を行う準備として、昨年度収集した検潮記録をデジタル化し、潮汐応答を除くことで津波波形のみを取り出した。さらに、現在ある津波数値計算コードを使用し、1963 年択捉沖地震の既存の断層モデルを用いて日本近海の津波数値計算を行い、日本沿岸での観測波形と計算波形の比較を行い暫定的なすべり量および地震モーメントを見積もった。さらに日本沿岸の津波波形を用いて津波波形インバージョンを行いきわめて暫定的なすべり量分布を推定した。

（b）業務の実施方法
アメリカコロラド州デンバーにある NOAA－NGDC にて太平洋沿岸の検潮所で観測された巨大地震による津波の波形記録の収集を行う。1918 年中千島地震による津波数値計算のた
めのプログラムを作成し、観測点（４つの検潮所）での津波波形を計算する。計算波形と観測波形を比較し、1918 年中千島地震の震源過程を推定する。1963 年択捉沖地震による津波
波形の入った検潮記録のスキャン画像をデジタル化し、津波波形記録としてインバージョンに用いることのできるデータに加工する。1963 年択捉沖地震の暫定的津波波形解析を日本沿岸の観測波形のみを用いて行う。
（c）業務の成果
はじめに日本からカムチャッカに渡る千島海溝沿いの沈み込み帯では過去に多くのプレート境界型巨大地震が発生してきた。最近では 2006 年中千島地震（M8.1）が発生し、その津波は太平洋を伝播し、太平洋沿岸の検潮所及び海底に設置された津波計で観測された（Tanioka et al., 2008）。2006 年中千島地震で発生した津波はハワイやアメリカの西海岸の検潮所でも 1m 近い津波が観測されており、それら世界中で記録された津波波形を使用して地震の震源過程の解析が行われている（Tanioka et. al., 2008）。同
じように太平洋沿岸の検潮所で記録された津波波形を用いて過去の巨大地震の震源過程を推定することができる。2006 年中千島地震の南側では 1918 年に海溝型巨大地震が発生したと言われており、その地震による津波は太平洋沿岸の４つの検潮所（銚子・父島・ホノルル・サンフランシスコ）で波形が観測されている（図１）。昨年度はそれらの記録を収集し、津波波形解析ができるようデジタル化を行った。

5

図１

1918 年千島地震の震源過程解析に使用した津波波形を記録した検潮所の位置と津波数値計算に用いた計算領域
ア）1918 千島地震の津波解析
本年度は津波数値計算により検潮所で記録された観測波形を再現することで 1918
年千島地震の震源過程を推定した。津波数値計算は太平洋を伝播する津波を再現するために、今村（1990）の手法を用い、線形長波式を差分法で数値計算により解く時に発生する打ち切り誤差が線形 Boussinesq 式の中の分散項と等しくなるように格子間隔を選ぶことで線形長波式を解きながら線形 Boussinesq 式を解いているのと同等の結果となる数値計算プログラムを作成した。今村（1990）の手法を用いるため全体の格子間隔は 5 分となっている（図１に津波数値計算範囲を示す）。検潮所近傍では更に詳細な海底地形効果を入れるため、1 分や 20 秒のグリッドを用いた。5 分グリッドシステムと 1 分や 20 秒のグリッドシステムは数値計算ステップごとに接続されている。
本研究で用いる検潮記録は 1918 年のもので時刻精度に問題があり、実際との程度
絶対時刻が信用できるのか定かでない。そのため、震源断層の位置を正確に推定するのは難しいことが予想される。そこで本研究では図２に示す様に 100kmX100km の断層モデルをプレート境界上に５つ配置した。断層モデルの位置は 2006 年中千島地震の震源域と 1963 年択捉沖地震の断層域を含むように配置されている。これら５つの断層モデルによる津波を数値計算により再現し、４つの観測津波波形を比較的良く説明できる断層モデルを 1918 年巨大千島地震の断層モデルとすることとした。震源パ
ラメターは全ての断層モデルで走向 230°、傾斜 20°、すべり角 90°とした。
図３に５つの断層モデルから計算された津波波形と観測波形との比較を示す。ここでモデル１が最も西側の断層モデルでモデル５が最も東側の断層モデルである。やはり、検潮記録の時刻精度の問題で全ての検潮所での津波到達時刻を説明できる断層モ
6

デルは無いことが分る。しかし、津波の波形はある程度説明できることも分った。こ
こでもし 1918 年当時の時刻精度が±20 分程度であったと考えると観測津波を全て説明できる断層モデルはモデル２だけであることが分る。時刻精度が±30 分であるとす
ると断層モデル１，２，３で説明可能となる。モデル４，５により観測津波波形を説明するには、時刻精度が±40 分程度必要である。つまり 1918 年仲千島地震の断層モ
デルはモデル１、２、３の可能性が高いことは明らかだろう。その結果を尊重すると1918 年中千島地震は 1963 年択捉沖地震の１つ前の巨大地震であったと考えるよりも、
2006 年中千島巨大地震の 1 つ前の巨大地震であった可能性が高い。最も津波到達時
刻が観測波形に近い断層モデル２を 1918 年中千島地震の最適モデルと考えると、津波の第１波の計算波形と観測波形の比較からすべり量は 6.6m と見積もられた。ここで剛性率を 7ｘ10 10 N/m 2 と仮定すると 1918 年中千島地震の地震モーメントは 4.6ｘ
10 21 Nm（Mw 8.4）と推定され、2006 年中千島地震や 1963 年択捉沖地震に匹敵する巨大地震であったことが明らかとなった。

図２

1918 年中千島地震の震源断層を推定するための５つの断層モデル（赤）と 1963

年択捉沖地震（黒）・2006 年中千島地震（青）・2007 年中千島地震（緑）の震源断層
モデル

7

図３

５つの断層モデル（モデル 1,2,3,4,5）から計算された計算波形と観測波形の比較8図 3（前ページより続く）

9図 3（前ページより続く）

10

図 3（前ページより続く）

11

図 3（前ページより続く）
イ）1963 年択捉沖地震の津波解析
12

2006 年中千島地震の発生に伴い、1963 年択捉沖地震の震源域の北東端がどこまで達していたのかを知ることは将来の千島列島沿いで発生する海溝型巨大地震の震源域を知る上で非常に重要になる。本研究では昨年度アメリカ NOAA-NGDC で収集した
津波波形、ロシアサハリンで収集した津波波形、日本で収集した津波波形をデジタル化し、さらに潮汐応答を取り除く作業を行った（図４）。
来年度に行う予定の津波波形インバージョンの予備的解析として、津波数値計算プ
ログラムの存在する日本での津波数値計算を行い、日本沿岸の検潮所で観測された８つの津波波形記録（紋別・網走・花咲・厚岸・釧路・苫小牧・宮古・釜石）に千島沿岸（ユジノクリルスク）の記録を加えて津波解析を行った。まず、1963 年択捉沖地震の断層モデルとして Kanamori（1970）の地震波形解析によって推定されたものを用い（走行 223°、傾斜角 22°、すべり角 90°、断層長さ 250km、断層幅 150km）津波を計算した。断層モデルの位置と観測点の分布は及び津波数値計算を実施した計算領域を図５に示す。津波数値計算に用いた格子間隔は 20 秒である。さらに、本解析
ではオホーツク海沿岸にも観測点があり、震源域から千島列島の間の水深が浅い場所を通過してく津波波形も良く再現する必要があるため、100m 以浅では非線形長波近似式を用いて津波を計算している。各観測点での計算波形と観測波形の比較を図 6 に示す。観測波形の第１波の振幅と計算波形の振幅を合わせるようにすべり量を推定す
ると 1.7m と求まった。剛性率を 7ｘ10 10 N/m 2 と仮定すると 1963 年択捉沖地震の地
震モーメントは 7.5ｘ10 21 Nm（Mw 8.5）と推定された。
さらに上記の断層域を３ｘ５の 15 の小断層に分割し（図７）、それぞれの小断層について津波数値計算を行い、15 の小断層から計算された各観測点での津波波形をグリーン関数として用いることで津波波形インバージョンを行った。その結果得られた
1963 年択捉沖地震のすべり量分布を図 7 に示す。さらにそのすべり量分布から計算される計算津波波形と観測津波波形の比較を図８に示す。全般に観測波形は計算波形により比較的良く説明されているのが分かる。宮古と釜石での観測津波到達時刻が計算により旨く説明できていないのは、宮古湾や釜石湾近傍の海底地形が詳しく表現されていない疑いがある。今後改善する必要があろう。すべり量分布を見ると大きなすべりが断層域の南西端（震源近傍）から北東端まで広がっているのが分かる。この事はやはり 1963 年択捉沖地震の震源域の長さは 250km に達している可能性が非常に高いことを示すものである。
しかし、今回の津波波形解析は日本近傍の検潮記録だけを使用してものであり、震源域北東側のすべり量は解像度が低く信頼性が低いのは明らかだ。今回の解析はあくまで暫定的なもので、今後太平洋沿岸で観測されたさらに多くの津波波形を用いて解析をる必要がある。

13

図４

1963 年択捉沖地震による津波が検潮所で記録された波形をデジタル化した結果（横軸（分）、縦軸（cm））。黒が原波形でデジタル化開始時刻（日本時間）を左端に示す。赤が潮汐応答を除いた後の波形で開始時刻は 1963 年択捉沖地震発生時に合
わせた。

14

図 4（前ページより続く）

15

図 4（前ページより続く）

16

図 4（前ページより続く）

17

図 4（前ページより続く）

18

図 4（前ページより続く）

19

図 4（前ページより続く）

20

図 4（前ページより続く）

21

図 4（前ページより続く）

22

図５

1963 年択捉沖地震の断層モデル（Kanamori,1970）と日本沿岸の津波波形観測点（検潮所）を示した津波数値計算領域

23

図6

1963 年択捉島沖地震の断層モデル（Kanamari,1970）から計算された津波波形（赤）と観測津波波形（黒）の比較。横軸（地震発生時からの時刻（分））、縦軸（振幅（cm））24

図７

津波波形インバージョンから推定された 1963 年択捉沖地震のすべり量分布（暫

定）

25

図８

津波波形インバージョンによって得られたすべり量分布から計算される津波波形（赤）と観測波形（黒）の比較。横軸（地震発生時からの時刻（分））、縦軸（振幅（cm））。津波波形インバージョンに用いた各波形の時間領域を破線の矢印で示す。
（d）結論ならびに今後の課題
津波数値計算による津波波形解析から 1918 年中千島地震の断層モデルを推定した
26

ところ 1918 年中千島地震の震源域は 2006 年中千島地震の震源域に近いことが分かった。さらに 1918 年中千島地震の地震モーメントは 4.6ｘ10 21 Nm（Mw 8.4）と推定され、2006 年中千島地震や 1963 年択捉沖地震に匹敵する巨大地震であったことが明らかとなった。1963 年択捉沖地震のすべり量分布を暫定的に推定すると震源域の長さは250km に達している可能性が非常に高いことを示す結果となった。しかし、今回の解析は日本沿岸の検潮記録だけを用いたもので、観測点分布に偏りがあり、信頼性にかける。しかし、計算波形と観測波形は比較的良く一致しており、来年度以降太平洋沿岸の多くの観測波形を用いることで、精度良いすべり量分布が得られると期待される。
（e）引用文献
今村文彦・首藤伸夫・後藤智明，遠地津波の数値計算に関する研究その２ 太平洋を伝播する津波の挙動，地震２，43，389－402，1990
Kanamori, H., Synthesis of Long-Period Surface Waves and Its Application to
Earthquake Source Studies – Kurile Islands Earthquake of October 13, 1963,
JGR, 75, 5011-5027, 1970
Tanioka, Y., Y. Hasegawa, and T. Kuwayama, Tsunami waveform analyses of the2006

underthrust and 2007 outer-rise Kurile earthquakes, Adv. Geosci., 14,

129-134, 2008（f）成果の論文発表・口頭発表
Ioki, K., Y. Tanioka, Tsunami waveform analyses of the 1963 Kurile Islands
Earthquake, 7 th General Assembly of Asian Seismological Commission andSeismological Society of Japan, 2008 Fall meeting, 24-27 November 2008
Ioki, K., Y. Tanioka, Tsunami waveform analyses of the 1963 Kurile Islands
Earthquake, 2008 AGU fall meeting, 15-19 December, 2008（g）特許出願、ソフトウェア開発、仕様・標準等の策定
なし（３）平成 21 年度業務計画案
業務実施概要・昨年度までに収集した千島海溝沿いの大地震により発生した津波の観測波形記録のデジタル化
・北海道の地方気象台に保管されている検潮記録から津波波形原記録の収集及びデジ
タル化・文献調査による津波波形の収集及びデジタル化
・津波数値計算による津波波形インバージョンにより 1963 年択捉沖地震とその最大
余震の震源過程推定
実施内容及び予測される成果(1)昨 年度 収集 し た 津 波波 形 記 録 を津 波 数 値 計算 に よ る 震源 過 程 の 推定 に 用 い るた めに27デジタル化を行う。さらに NOAA・NGDC と協力し、観測津波波形の画像ファイル化を進める。また北海道の地方気象台や測候所（釧路・根室等）に保管されている
検潮原記録から津波波形原記録を収集する。文献調査により津波波形収集に努める。
（2）1963 年択捉沖地震による津波数値計算を実施するために精度良い海底地形データを収集し、それらを用いた太平洋を伝播する津波数値計算コードを作成する。作成
された津波数値計算コード及び昨年度収集した観測津波波形から津波波形インバー
ジョンにより 1963 年択捉沖地震およびその最大余震の詳細な震源過程を推定する。
1963 年択捉沖地震の最大余震は津波地震であったと言われており、その震源過程を推定することはこの地域で将来の津波地震の発生様式を理解する上で非常に重要である。

28

３．２ 津浪堆積物調査（１）業務の内容（a）業務題目

津浪堆積物調査（b）担当者

所属機関

役職

氏名

国立大学法人
北海道大学大学院理学研究院

助教

西村 裕一

国立大学法人
北海道大学大学院理学研究院

非常勤研究
員

中村有吾

メールアドレス（c）業務の目的
南千島（北方四島）と北海道東部太平洋岸において系統的な津波堆積物の調査および既存の調査結果の再解釈を行い，過去6000年程度の津波履歴，すなわち規模の大きな海溝型地震の発生履歴を明らかにする．
北海道においては既に，北大や産総研の研究結果あり，また南千島についてはロシアの研究者が調査を続けてきた．しかしながら，両地域の津波堆積物を対比させ，全域を襲ったような津波の存在や各津波の規模，すなわち震源域や滑り量の分布について言及されたことはない．
本研究では，両地域の地層の年代を結びつける火山灰層を識別し，さらに年代測定結果
を用いながら，北海道から南千島に及ぶ広い範囲で歴史時代および先史時代の津波堆積物を対比させ，巨大地震の発生間隔とそれぞれの地震の規模のバリエーションを検討する．
（d）5 ヵ年の年次実施計画
１）平成19年度：
・南千島における津波堆積物の予備的調査を，色丹島と国後島において実施する．
・ウラジオストックとユジノサハリンスクの研究者と情報交換を行う．
２）平成 20 年度：
・色丹島南海岸の泥炭地を掘削し，火山灰層と津波堆積物層の候補を記載し，試料を採取する．
・既存の試料および新たに採取する試料について，色丹島に分布する完新世の火山灰層を識別して鍵層となる火山灰層の情報を明確にする．
・根室周辺でも同様の調査を実施する．
３）平成 21 年度：
・色丹島南海岸の泥炭地を掘削し，火山灰層と津波堆積物層の候補を記載し，試料を採取
29

する．
・色丹島の泥炭地において，過去数 100 年間に起きたと考えられる津波をターゲットにして，津波堆積物の分布からそれぞれの津波の遡上範囲，遡上高を推定する．
・根室周辺でも同様の調査を実施し，南千島の対比される津波イベントとの規模の違いを考察する．
４）平成 22 年度：
・色丹島の他の海岸でも同様の調査，分析を実施する．
・国後島でも同様に調査を行い，色丹島との対比，すなわち千島海溝で発生した巨大津波が色丹島周辺から国後島に伝搬する過程で減衰する様子を検討する．
５）平成 23 年度：
・北海道東部および南千島において津波堆積物の分布が得られたすべての巨大津波・地震について，震源域やすべり量の分布を推定し，北海道〜南千島における海溝型巨大地震発
生の時空間分布を明らかにする．
（e）平成 20 年度業務目的
南千島の色丹島と国後島において，保存状態のいい泥炭地を掘削し，津波堆積物の候補である砂層と火山灰層の分布について調べる．北海道の火山を給源とすると考えられる広域火山灰については，試料を分析して起源を明らかにする．また，ウラジオストックとユ
ジノサハリンスクを訪れてロシアの主な研究者と意見交換することで，それぞれの調査結果や公表試料についての情報を交換する．この２つのアプローチを通じて，今後の調査研究の出発点を定める．
（２）平成 20 年度の成果（a）業務の要約
1）本年度の南千島での調査が実施できなかったため、昨年度国後島・色丹島で調査を行い採取してきた試料を詳細に分析した。火山ガラス屈折率測定値と，北海道における完新世テフラの岩石学的特徴を検討したところ，本研究で扱ったテフラの中には，樽前 a テフラ（Ta-a），駒ヶ岳 c2 テフラ（Ko-c2），摩周 b テフラ（Ma-b），摩周 d1 テフラ（Ma-d1），
樽前 c テフラ（Ta-c）が存在することが明らかとなった．噴出年代はそれぞれ，Ta-a：AD1739
年，Ko-c2：AD1694 年，Ma-b：774-976 cal BP，Ta-c：2500-2800 cal BP，Ma-d1：3267-3368
cal BP である．これら広域テフラの同定については，北海道の模式露頭でそれぞれ試料を採取し，火山ガラスの主成分化学組成を比較することで，確実となった。
国後島・色丹島で得た 58 試料のうち，34 試料が北海道起源の広域テフラに同定できた．
残りの 24 試料については，現在のところ岩石学的特徴の類似するテフラが北海道で見つかっていないので，その多くは国後島（または択捉島）起源と思われる．この 24 試料を，岩石学的特徴および広域テフラとの関係により整理すると，少なくとも 12 層のテフラの存在が明らかとなる．このうち 6 層のテフラは，火山ガラス屈折率が n=1.480-1.490 と他より低く，SiO 2 含有量がやや高い（78-80％前後）のが特徴である．
国後島起源と考えられるテフラは，火山ガラスの TiO 2 -K 2 O 組成にもとづき，6 タイプ
30

に分類できる．TiO 2 -K 2 O 組成の違いは給源火口の違いを示唆する．ただし，6 タイプのうち 4 タイプは組成が類似しており，同一の火山起源の可能性を否定できない．よって，テフラを供給した火山は少なくとも 3 座あった可能性が高い．低 TiO 2 ・低 K 2 O のテフラを供給した火山は，過去 3000 年以上にわたって活動を継続したことが明らかである．しかし、国後・択捉島の火山については，今のところ利用できるデータが少なく，給源推定は今後の課題とする．
本研究で同定したテフラは，いずれも海岸に近い低地で得たものであり，津波堆積物の編年に利用できる．これらのテフラを用いれば，国後島における約 3000 年前から 17 世紀末にかけての津波堆積物を，北海道とほぼ同様の精度で編年できることとなる．
2）北海道太平洋沿岸では浦幌町豊北の沿岸で詳細な津波堆積物調査を行なった。調査の一部をグラビアに示す。
（b）業務の実施方法
ふるかまっぷ

昨年度、層序の記載および試料採取をおこなったのは，国後島中央部・古釜布 村の 7 地
とまり点（Locs.1-7），国後島南西部・泊 村の 8 地点（Locs.8-15），色丹島太平洋岸の 1 地点（Loc.16），
合計 16 地点である（図 1）．いずれも海岸付近の泥炭地においてスコップによる掘削調査をおこなった．岩相，層序を記載するとともに，テフラの試料（全 58 試料）を採取した．
広域対比のために，以下の手順で火山ガラスの屈折率および主成分化学組成を測定した．
野外で採取したテフラ試料は，実験室において洗浄，篩別した．Nakamura et al. (2002)の方法で 3-4φサイズ試料に含まれる火山ガラスを脱水処理し，温度変化型屈折率測定装置（RIMS86，株式会社京都フィッション・トラック製）により 1 試料あたり 30 粒以上の火
山ガラス屈折率を測定した．また，広域テフラとの対比をより確実にするため，代表的な試料を選んで（22 試料），火山ガラス主成分化学組成を測定した．測定に用いたのは 3-4
φサイズの試料で，それぞれスライドガラスにエポキシ系接着剤（ペトロポキシ）で固定し，表面研磨および鏡面処理，炭素蒸着した上で，エネルギー分散型Ｘ線マイクロアナラ
イザ（EDS，JSM-5310，日本電子株式会社製）により 1 試料あたり 10 粒以上の主成分化学
組成を測定した．
（c）業務の成果
試料採取をおこなった 16 地点における堆積物の層序を，図 2 に示す．いずれも，泥炭層中に降下火山灰，降下スコリア，および，津波堆積物と考えられる砂層が挟まれる．16 地点のうち，図 2 に番号で示した 58 試料について岩石学的特徴を記載した．試料の多くは珪長質火山灰だが，試料 1-1，1-2，1-3，4-2 はスコリアである．試料 14-2 に数％程度の普通角閃石が含まれるほかは，すべての試料は火山ガラスおよび斜長石に富み，斜方輝石，
単斜輝石をふくむ．

31

図１

国後島と色丹島での試料採取地点。Ko：駒ケ岳，Ma:摩周火山，Ta:樽前山，Us:有珠

山

32

図２

国後島・色丹島における試料採取層準とテフラの層序。地点の位置は図１に示す。

実線：岩石学的特徴によるテフラの対比。破線：野外での岩相によるテフラの対比。

ア）火山ガラス屈折率による対比
33

国後島で得たテフラの火山ガラス屈折率測定値を図 3 に示す．なお，試料 1-1，1-2，1-3，
4-3 の火山ガラスには多量の微細結晶が含まれるため，屈折率が測れなかった．
火山ガラス屈折率を子細に検討すると，n=1.496-1.497 に値が集中するテフラ（試料 3-2，
3-3，6-2，7-1，8-2，9-1，10-1，10-2，11-4，12-3，13-1，14-1，15-1）と，n=1.492-1.498に値が分布し n=1.4935 に明瞭なモードを持つテフラ（試料 2-1，4-4，5-1，5-2，7-3，8-3，
9-3，12-5，13-3，14-3，15-3，16-1）が存在する．これらはそれぞれ単一のテフラと考えられる．
イ）北海道起源の広域テフラの記載と同定
つぎに，今回得た試料と北海道起源の広域テフラとの対比を試みる．図 3 に示した火山
ガラス屈折率測定値と，北海道における完新世テフラの岩石学的特徴（中村，2006；中村・他，2002；2008）を検討したところ，本研究で扱ったテフラの中には，Ta-a，Ko-c2，Ma-b，
摩周 d1 テフラ（Ma-d1），Ta-c が存在することが明らかとなった．噴出年代はそれぞれ，
Ta-a：AD1739 年（山田，1958），Ko-c2：AD1694 年（古川・他，1997），Ma-b：774-976 calBP（庄子・増井，1974 を元に暦年較正*），Ta-c：2500-2800 cal BP（柳井・五十嵐，1990
および Kelsey et al. ，2002 を元に暦年較正*），Ma-d1：3267-3368 cal BP（宮田・他，1988
を元に暦年較正*）である．これら 5 つの広域テフラについて，それぞれ給源に近い模式地で採取した模式試料により火山ガラス主成分化学組成を測定し，国後島の試料と比較した（表 1，図 4）．図 2 においては，火山ガラス屈折率によって対比が可能なテフラを実線で，岩相や層序により対比が可能なテフラを破線で結ぶ．
国後島および色丹島における広域テフラ同定の根拠を以下に記す．
樽前 a テフラ（Ta-a，AD1739）：地表面から 15cm までの層準にある極細砂サイズの火山灰層のうち，試料 3-1，4-1 は，いずれも火山ガラス屈折率が n=1.491-1.494 前後で，明瞭なモード（Mo=1.4925）をしめす．この値は中村・他（2002）が示した Ta-a の火山ガラス
屈折率に一致する．試料 4-1 の火山ガラスの SiO 2 含有量（77.26-77.95％）や，TiO 2 ，K 2 Oなど各元素の比率は，模式地で得た Ta-a のそれとほぼ一致する（表 1，図 4）．以上より，
試料 3-1，4-1 は Ta-a に同定される．試料 11-3 も Ta-a と同様の火山ガラス屈折率を示す．
しかし，この試料には粒径 25 mm の円磨軽石を含んでいるので，ここでは起源不明の再堆
積軽石としておく．
駒ヶ岳 c2 テフラ（Ko-c2，AD1694)：地表面下 10cm から 50cm 程度にある極細砂サイズの火山灰層のうち，試料 3-2，3-3，6-2，7-1，8-2，9-1，10-1，10-2，11-4，12-3，13-1，
14-1，15-1 は，前述のとおり火山ガラス屈折率が n=1.496-1.497 に集中する同一のテフラである．この特徴は中村・他（2002）が示した Ko-c2 の特徴に一致する．試料 3-3 および12-3 について主成分化学組成を測定した結果，SiO 2 含有量は 76.12-77.10％で，TiO 2 ，K 2 Oなどの比率も，Ko-c2 の模式試料とほぼ一致する（Table 1，Fig.4）．よって，これら 13
試料は Ko-c2 に同定される．
試料 8-1 は，n=1.495-1.497 の火山ガラスが主で，n=1.491-1.493 の火山ガラスを少量含むことから，Ko-c2 および Ta-a が再堆積したものと考えられる．
摩周 b テフラ（Ma-b，774-976 cal BP）：試料 10-4 および 12-4 は，いずれも火山ガラス
屈折率は n=1.503-1.504 前後で，他の試料と明らかに異なる（図 3）．この値は，中村・他（2008）による Ma-b の特徴に等しい．試料 12-4 によって主成分化学組成を求めたところ，
SiO 2 含有量は 74.37-75.18％で，その他の元素の比率も Ma-b の模式試料とほぼ一致する（図344）．よって，試料 10-4 および 12-4 は Ma-b に同定される．
試料 15-2 には，火山ガラス屈折率 n=1.503-1.505，n=1.496-1.499，n=1.484-1.489 のガラスがそれぞれ含まれる．この試料には，Ma-b に国後島起源のテフラ（後述）が混入したと考えられる．
樽前 c テフラ（Ta-c，2500-2800 cal BP）：前述のように，試料 2-1，4-4，5-1，5-2，
7-3，8-3，9-2，12-5，13-3，14-3，15-3，16-1 は，いずれも火山ガラス屈折率が n=1.492-1.498
で，n=1.4935 に明瞭なモードがある．この値は，中村・他（2002）が示した Ta-c の特徴と一致する．試料 4-4 および 12-5 について火山ガラスの主成分化学組成を測定したところ，
SiO 2 含有量は 72.33-77.53％に分布し，とくに，76.86-77.53％に値が集中する．他の元素の含有率も含めて，これらの特徴は Ta-c の模式試料とほぼ等しく，いずれも Ta-c に同定できる．
摩周 d1 テフラ（Ma-d1，3267-3368 cal BP）：試料 9-6，13-3 は，火山ガラス屈折率が
n=1.506-1.513 と，他のテフラより明らかに高い．試料 13-3 の SiO 2 含有量は他の試料に比べてややばらつく（表 1）が，試料 9-6，13-3 ともに SiO 2 含有量は 71-73％前後にある．
これらの測定値は，Ma-d1 の標準試料での値とほぼ一致する．よって，試料 9-6，13-3 はMa-d1 に同定される．

35

図３

国後島・色丹島で採取した完新世テフラ試料の粒径，火山ガラス・鉱物比率，脱水

火山ガラスの屈折率。粒度組成の凡例：vcs,極粗砂サイズ;

cs,粗砂サイズ; ms,中砂サイ

ズ; fs,細砂サイズ; vfs,極細砂サイズ。数値は粒径（mm）。屈折率は相対度数ヒストグラ
ムで示す。試料採取層準は図２を参照。

36

図３（前ページからの続き）

図４

広域テフラに含まれる火山ガラスの TiO 2 -K 2 O 組成ダイアグラム

試料採取層準は図２を参照。北海道における模式試料の採取地点は，表１の脚注を参照。
表１

火山ガラスの主成分化学組成

１試料あたり火山ガラス片 10 点を測定し，各酸化物の重量％を正規化した値の平均値（標37

準偏差）で示す。

ウ）国後島起源のテフラ
以上のように，国後島・色丹島で得た 58 試料のうち，34 試料が北海道起源の広域テフラに同定できた．残りの 24 試料については，現在のところ岩石学的特徴の類似するテフラが北海道で見つかっていないので，その多くは国後島（または択捉島）起源と思われる．
このうち，広域テフラとの関係により，噴出時期をある程度限定できるのは，以下の 18層である．
Ta-a および Ko-c2 より上位のテフラ（試料 6-1，11-1，11-2，12-1，12-2）：このうち，
試料 11-1 と 11-2 のテフラの間には土壌がある．また，両者の屈折率は近い値を示すものの，モードは若干異なる．よって，Ta-a および Ko-c2 より上位には，明らかに時期の異なる 2 層以上のテフラが存在する．
Ko-c2 と Ta-c の間のテフラ（試料 1-1，1-2，1-3，4-2，4-3，10-3，14-2）：このうち，
試料 10-3 は Ma-b の上位であることが Loc.10 で確認できる．試料 14-2 は Ta-c の直上にあるが，Ma-b との関係が不明なので，試料 10-3 と同一のテフラである可能性も否定できな
い．火山ガラス屈折率，火山ガラス形態，鉱物組成にも顕著な違いはないため，両者の区別は困難である．試料 1-2 および 4-2 の火山ガラス主成分化学組成（表 1）は類似しており，試料 1-1 から 1-3 の一連のテフラと試料 4-2 のテフラは対比される可能性が高い．こ38

れら 4 試料は，いずれも内包物の多い多孔質火山ガラスを含む．試料 4-3 については，火山ガラス主成分化学組成が他のテフラと異なる．以上より，Ko-c2 と Ta-c の間には少なく
とも 3 層のテフラが存在する．なお，試料 7-2 もこの層準にあるが，火山ガラス屈折率が
試料 7-3 とほぼ等しいことから，Ta-c の再堆積と思われる．
Ta-c より下位のテフラ（試料 2-2，2-3，4-5，9-4，9-5，12-6，12-7，12-8，14-4，14-5）：
このうち，Ma-d1 より上位と確認できたのは試料 9-4 と 9-5 で，Ma-d1 の下位にあるのが試料 12-6，12-7，12-8 である．このうち，試料 12-6 と 14-4 は，火山ガラスの形態および屈折率，鉱物組成などが類似しており，同一のテフラと考えられる．試料 12-7 および 12-8
は，2 つのフォールユニットを持つ一連のテフラと考えられ，これらは Loc.13，14（試料14-5）でも認められる．また，試料 2-2，2-3，4-5 は，火山ガラス屈折率が他のテフラと異なる．よって，Ta-c の下位には 7 層の異なるテフラが識別される．ただし，試料 4-5 は屈折率の範囲が広いため，複数のテフラの混合または再堆積の可能性も否定できない．
ここに示した 22 試料の粒径について検討すると，半数の 11 試料が細砂サイズ以上である（図 3）．北海道起源のテフラは，Ma-d1（試料 9-6，13-3）をのぞく全てが極細砂サイズであることを考慮すると，明らかに粗粒のものが多い．粒径のとくに粗い，試料 2-2，2-3，
4-3，4-5 は，ごく近傍の火山起源であろう．
以上をまとめると，本研究で得た試料の中には，北海道起源でないテフラが少なくとも12 層存在し（図 5)，これらは国後島の火山に由来すると考えられる．このうち 6 層のテフ
ラは，火山ガラス屈折率が n=1.480-1.490 と，他より低い．SiO 2 含有量をみると，78-80％前後とやや高い値を示すものが多い（表 1：試料 6-1，10-3，11-1，12-1，12-2，12-6，12-7，
12-8，14-2）．北海道では，有珠山起源のテフラにこの値を示すものがあるが，いずれも小規模なテフラ（中村・他，2005）であり，北海道東部での分布は確認されていない．
ここに示した国後島起源と考えられるテフラについて，火山ガラスの TiO 2 -K 2 O 組成をプロットしたのが，Fig.6（上部）である．試料 1-2，4-2，4-3 以外のほとんどの試料で，TiO 2
値 1.0 未満，K 2 O 値 2.0 未満を示す．この TiO 2 -K 2 O プロットにもとづき，A から F の 6 タイプに分類した（図 6 下部）．13 試料をそれぞれタイプごとに整理すると，以下のようになる．
タイプ A：試料 1-2，4-2
タイプ B：試料 4-3タイプ C：試料 2-3，4-5
タイプ D：試料 6-1
タイプ E：試料 10-3，12-6，14-2
タイプ F：試料 11-1，12-1，12-7，12-8
TiO 2 -K 2 O 組成の違いは給源火口の違いを示唆する．ただし，タイプ C，D，E，F は値が近似し，また，タイプ F はタイプ D と E を混合した組成を示しており，同一の火山起源の可能性を否定できない．よって，テフラを供給した火山は少なくとも 3 座あった可能性が高い．このタイプ区分は Fig.5 にも表記した．タイプ E および F に代表される低 TiO 2・低
K 2 O の火山活動は，過去 3000 年以上にわたって継続したことが明らかである．
Nakagawa et al. (2002)は，爺爺岳起源のいくつかのテフラについて，その化学組成を示した．爺爺岳起源のテフラは上記のタイプ区分に当てはめるとタイプ A に相当する．しかし，すべての特徴が合致する試料は本研究では得られなかった．国後・択捉島の火山については，今のところ利用できるデータが少ない．ここで扱ったテフラの給源推定は今後
39

の課題としたい．

図５

国後島におけるテフラ層序の模式柱状図。柱状図左側に試料番号を記載。A～F は，TiO 2 -K 2 O 組成ダイアグラムによるタイプ区分を示す(図６を参照)

40

図６

国後島起源と考えられるテフラの TiO 2 -K 2 O 組成ダイアグラムとそれに基づくタイプ

区分。
a,試料 1-2; b,試料 2-3; c,試料 4-2; d,試料 4-3; e,試料 4-5; f,試料 6-1; g,試料 10-3;h,試料 11-1; i,試料 12-1; j,試料 12-6; k,試料 12-7; l,試料 12-8; m,試料 14-2（d）結論ならびに今後の課題
41ア）広域テフラ層序
Razzhigaeva et al.（ 1998）は国後島において 12 層の完新世テフラの存在を明らかにし，それぞれ KnIV-1 から KnIV-12 の名称でよんだ．このうち，KnIV-2，KnIV-3，KnIV-5 は国
後島に広く分布する．Razzhigaeva et al. （1998）は， 14 C 年代値などにもとづいて，それぞれ摩周火山起源の Ma-a，Ma-b，Ma-d に対比した．このうち，Ma-a は摩周起源でなく，
Ta-a または Ko-c2 に対比される（徳井，1989）．また，Ma-d（Ma-d1 および Ma-d2）は摩周火山の東方向のみに分布（宮田・他，1988）するテフラで，国後島の中部以北に分布するとは考えがたい．本研究の結果を考慮するなら，KnIV-2 は Ko-c2 に，KnIV-5 は Ta-c に対比されると思われる．なお，Razzhigaeva et al. （1998）が示した KnIV-5 の年代値（1770±40 14 C y.B.P.）は Ta-c の年代としては新しすぎるが，Ta-c が Ma-d1 の上位にあることを考慮すれば妥当であろう．
Iliev et al.（2005）は，国後島の北部から南部にかけての数地点で，Ta-a，Ko-c2，Ma-b，
Ta-c を記載した．詳細な岩石学的特徴が示されていないので厳密な議論はできないが，
Iliev et al. （2005）による層序と本研究での層序を比較しても，この 4 つのテフラの認定はほぼ妥当と思われる．Iliev et al. （2005，Fig.8）は国後島南部で明瞭な 2 層のテフラを記述しているが，その起源については明記していない．この地域は本研究の Loc.12～
15 と同じ低地にあり，テフラ層序もほぼ等しいと思われるので，おそらくこの 2 つのテフ
ラは Ko-c2 と Ta-c であろう．ただし，本研究で国後島起源と推定したテフラを Iliev et al.
（2005）は記載していない．
Nakagawa et al. （2002）が国後島で確認した 5 つの広域テフラのうち，Ko-c1 と B-Tm
は，本研究では見いだされなかった．この 2 者は北海道東部において非常に薄い（層厚数mm 以下）テフラだが，国後島の中・南部でも堆積・保存条件がよければ発見される可能性がある．また，近年，北海道東部の太平洋沿岸（古川・七山，2006）や知床半島（宮地・他，2000；中村・他，2008）において詳細なテフラ層序が解明されている．その成果によると，国後・色丹島ではさらに，羅臼 2 テフラ（Ra-2），羅臼 3 テフラ（Ra-3），駒ヶ岳 g
テフラ（Ko-g），摩周 g テフラ（Ma-g）の分布が予想される．これらと岩石学的特徴が一致するテフラは，本研究で得た試料（図 3，図 4，表 1）の中には存在しない．
イ）津波堆積物編年への寄与
本研究で同定した 5 層の広域テフラは，いずれも海岸に近い低地で得たものであり，津
波堆積物の編年に利用できる．Ta-a および Ko-c2 は，17 世紀末から 18 世紀初頭，Ma-b は
約 1000 年前，Ta-c および Ma-d1 は約 3000 年前であるので，過去約 3000 年間の編年が可能となる．北海道東部の太平洋岸での古津波編年には，上記のテフラの他に，Ko-c1，樽前
b テフラ（Ta-b，AD1667 年），有珠 b テフラ（Us-b，AD1663 年），B-Tm， Ko-g（約 6500 年前）が利用されている（平川・他，2000a；2000b；2005；Nanayama et al. , 2003；2007；
古川・七山，2006）．Ta-b および Us-b は Ta-a と Ko-c2 の直下に，B-Tm は Ma-b の直下にあるので，約 3000 年前から 17 世紀末にかけての津波堆積物編年は，国後島においても北海道とほぼ同様の精度で編年が可能である．
ここで、約 3000 年前から 17 世紀末の津波堆積物編年について若干の考察をしておく．
北海道東部の太平洋岸では，Ko-c2 と Ta-c の間に 6 ないし 9 層の津波堆積物が見つかっている（平川・他，2005；Nanayama et al. , 2007）．国後島中部では，この時期の津波砂層
42

は，Ta-a および Ko-c2 の下位の砂層（Loc.4，5）と Ta-c 上位の砂層（Loc.1，2，7）の，2 層である（Fig.2）．国後島南西部の Loc.8 では 3 層あるが，明らかに北海道より少ない．
色丹島（Loc.16）で津波砂層が 6 層ある（ただし，Ko-c2 がみられないため，それ以降のものを含む可能性もある）ことを考慮すると，千島海溝と色丹島，国後島の位置関係が，
津波堆積物の枚数に影響したと考えられる．この件に関しては，今後の詳しい現地調査が
望まれる．
ウ）まとめ
(1)国後島中部～南部にかけて，北海道起源の広域テフラである Ta-a，Ko-c2，Ma-b，Ma-d，Ta-c が分布する．
(2)Ko-c2 および Ta-c は，国後島南部において顕著に認められる降下火山灰層である．
とくに Ta-c は色丹島を含めて，本稿で取り上げたほぼ全ての地点で存在が確認できた．
Ko-c2 および Ta-c は，津波堆積物をはじめ完新世の諸現象を編年するにあたって，貴重な鍵層となる．
(3)国後島の火山起源と考えられるテフラが少なくとも 12 層確認された．その多くは，北海道の完新世広域テフラよりも火山ガラス屈折率が低く（n=1.480-1.490），SiO 2 含有量が若干高いことから，北海道起源のテフラと区別される．
(4)国後島起源と推定されるテフラは，TiO 2 -K 2 O 組成によって 7 つのタイプに区分できる．
これらは少なくとも 3 つの火山に由来すると思われる．低 TiO 2 ・低 K 2 O タイプの火山活動
は，過去 3000 年以上にわたって継続した．
最後にこれらの成果は全て「中村有吾・西村裕一・中川光弘・V.M. Kaistrenko、A. Y. Ilev,
and K. Ganzey, 国後島南部および色丹島における北海道起源の完新世広域テフラの同定」
として「火山」に投稿中である。
（e）引用文献
古川竜太・七山太（2006）北海道東部太平洋沿岸域における完新世の降下火砕堆積物．

火山，51，351-371.
古川竜太・吉本充宏・山縣耕太郎・和田恵治・宇井忠英（1997）北海道駒ヶ岳火山は 1694年に噴火したか？－北海道における 17～18 世紀の噴火年代の再検討－．火山，42，269-279．
平川一臣・中村有吾・原口

強（2000a）北海道十勝沿岸地域における巨大津波と再来間隔－テフラと地形による検討・評価－．月刊地球，号外 28，154-161．
平川一臣・中村有吾・越後智雄（2000b）十勝地方太平洋沿岸地域の巨大古津波．月刊地球，号外 31，92-98．
平川一臣・中村有吾・西村裕一（2005）北海道太平洋沿岸の完新世巨大津波－2003 十勝沖地震津波との比較を含めて．月刊地球，号外 49， 173-180．
Iliev, A.Ya., Kaistrenko, V.M., Gretskaya, E.V., Tikhonchuk, E.A., Razjigaeva, N.G.,
Grebennikova, T.A., Ganzey, L.A., and Kharlamov, A.A. (2005) Holocene tsunami
traces on Kunashir Island, Kurile subduction zone. In Tsunamis: Case Studies andRecent Developments (Satake, K. ed), Springer, 171-192.
43

Kelsey, H.・佐竹健治・澤井祐紀・Sherrod, B.・下川浩一・宍倉正展（2002）北海道東部
における完新世後期の急激な海岸隆起の繰り返し．活断層・古地震研究報告，2，223-233．
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Nanayama, F., Satake, K., Furukawa, R., Shimokawa, K., Atwater, B. F., Shigeno, K.,
and Yamaki, S. (2003) Unusually large earthquakes inferred from tsunami deposits
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Nanayama, F. Furukawa, R., Shigeno, K., Makino, A., Soeda, Y., and Igarashi, Y. (2007)
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Pinegina, T.K. and Bourgeois, J. (2001) Historical and paleo-tsunami deposits on
Kamchatka, Russia: long-term chronologies and long-distance correlations.

Natural Hazards and Earth System Sciences , 1, 177-185.
Pinegina, T.K., Bourgeois, J., Bazanova, L.I., Melekestsev, I.V., and Braitseva, O.A.
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Razzhigaeva, N.G., Korotky, A.M., Sulerzhitsky, L.D., Grebennikova, T.A., Ganzei,
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Blackwell, P.G., Buck, C.E., Burr, G.S., Cutler, K.B., Damon, P.E., Edwards, R.L.,
Fairbanks, R.G., Friedrich, M., Guilderson, T.P., Hogg, A.G., Hughen, K.A.,
Kromer, B., McCormac, G., Manning, S., Ramsey, C.B., Reimer, R.W., Reimer, R.W.,
44

Remmele, S., Southon, J.R., Stuiver, M., Talamo, S., Taylor, F.W., van der Plicht,
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Stuiver, M., and Reimer, P.J.（1993）Extended 14C database and revised CALIB 3.0 14C
age calibration program. Radiocarbon ，35，215-230.
徳井由美（1989）北海道における 17 世紀以降の火山噴火とその人文環境への影響．お茶の水地理，30，27-33．
山田忍（1958）火山噴出物の堆積状態から見た沖積世における北海道火山の火山活動に関する研究．地団研専報，8，40p.
柳井清治・五十嵐八重子（1990）北海道日高地方海岸段丘地帯における斜面崩壊の発生史とその古環境）第四紀研究，29，319-336．

（f）成果の論文発表・口頭発表等
中村有吾・西村裕一・中川光弘・V.M. Kaistrenko、A. Y. Ilev, and K. Ganzey, 国後島南部および色丹島における北海道起源の完新世広域テフラの同定，火山，投稿中（f）特許出願、ソフトウェア開発、仕様・標準等の策定
なし（３）平成 21 年度業務計画案
実施計画（１）今年度の８月以降に，色丹島の南海岸の泥炭地において，ハンディジオスライサーを用いた地層調査を実施する．ターゲットの深さは約 1m 深までとする．産出が予想される火山灰については，現地での識別方法も明らかにしておく．津波堆積物の候補である砂層については，火山灰との層位関係を確認しながら対比し，面的な分布を求める．同時に砂層をサンプリングする．
（２）これまでの調査で得られた色丹島と国後島の津波堆積物候補について，顕微鏡観察と粒度分析を行い，津波堆積物であるかどうかをより明確に判断する．砂層の粒度分析か
ら空間分布と粒度特性の関係を確認し，これをもとに津波堆積物の判断をさらに明確にする．
（３）根室周辺でも同様の調査を実施し，色丹島と結果を比較する．

45

目標とする成果（１） 色丹島においてジオスライサーを用いた地層調査を実施することができ，さらに有効性が確認できれば，今後の調査方法，分析手法が明確になる．
（２） 根室半島と色丹島で火山灰と津波堆積物の分布の様子がわかれば，それらに見られる共通性や独自性を理解でき，今後の調査の方向性が明確に示される．また，ロ
シア側がすでに行ってきた調査結果も再検討，再評価することができる．こうした考察により，広域の歴史時代〜先史時代の津波履歴調査を通じた巨大津波，巨大地震の発生の時空間分布解明への足がかりを得ることができる．

46

３．3

地震統合処理(1) 業務の内容(a) 業務題目

地震統合処理(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人
北海道大学大学院理学研究院

教授

笠原 稔

国立大学法人
北海道大学大学院理学研究院

博士研究員

前田宜浩

メールアドレス(c) 業務の目的
地震統合処理：１９５０年代の大地震ならびに余震に関する日本・ロシアの観測カタロ グの収集を行い、震源再決定を行う。
（観測データの残っている１９５０年代から１９９０年までを対象期間として、５カ年で全ての期間の処理を実施する。)(d) 年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
１) 平成１９年度：ロシア側地震データの収集、サハリンにあるロシア科学アカデミー
極東支部・海洋地質学地球物理学研究所（ＩＭＧＧ）を中心として、ロシア側の地震データの調査・収集を進める。１９７５年までの統一的なロシア地震カタログ（カタログＡと呼ぶ）を入手、極東関連のデータを収集できた。また、サハリン地域の１９０５年から１００年間の、カタログ
Ａの不備を訂正した最新のカタログを入手した。この説明文には、ロシアの地震観測とマグニチ
ュード決定方法に関する詳細な記載があり、日本側にとっても非常に良い参考文献となるので、翻訳を行った。
２) 平成２０年度：１９５８年択捉島沖地震と１９６３年択捉島沖地震の日ロ地震デー
タによる震源の再決定を進めるための、ロシア側データを収集する。
３）平成 21 年度：１９５０年～１９７０年の震源再決定を行う。
４）平成 22 年度：１９７０年代以降の震減再決定を進める。
５）平成 23 年度：ロシア側観測点との、準リアルタイムでの震源決定法を確立する。
(e) 平成２０年度業務目的
引き続き、サハリンをベースにロシア側の地震データの収集に努める。同時に、1958 年および1963 年択捉島沖地震の余震活動を含めての震源再決定ができるロシア側の観測データを入手し、日本側データとの統合処理を進める。現記録までさかのぼれるかどうかについても調査を進めた
い。また、これらの地震を含め 1900 年代の大地震に関連するロシア側の調査論文についても入47

手につとめたい。
(2) 平成２０年度の成果(a) 業務の要約
1950 年代の大地震ならびに余震に関する日本側の気象庁カタログに準拠しつつ、ロシア
側のカタログについての収集を行った。観測点の位相データの公開されているロシア側のカタロ
グとしては、ソ連科学アカデミー地球物理研究所発行の、極東地域の地震カタログがあり、季刊
で、1958 年 4 号、1959 年 1-2 号、を入手できた。択捉･国後･色丹島の観測点データが、1958 年
11 月 6 日の地震以後、反映されている。しかしながら、気象庁カタログと比較した場合、本震直後 12 時間の余震に関しては、気象庁 17 個に対して、ロシア側 3 個でしかない。その後の 10 日間
は、ほぼ同数の震源が決められている。これは、択捉島での臨時地震観測（1957 年のＩＧＹ（地球観測年）を契機にはじめられたもの）データを利用しているからである。この観測結果をまとめた本が入手できた。1958 年 1 月から本震直前までに、221 個の震源を決定しており、そのカタログが公開されている。この期間、気象庁カタログでは、20 個の震源が決定されているに過ぎない。また、本震後、12 月末までの震源決定数は、748 個であり、同期間の気象庁カタログの余震数は、74 個である。1958 年地震の震源域を議論するには、これらロシア側のデータを基準として検討した。その結果、気象庁震源では、余震の震央は、おおよそ南へ１°ずれて、海溝よりに決められていることがわかった。ロシア側の臨時観測を含む地震観測網では、陸側に決定されており、やや深いプレート内部の地震だったことを裏付けていることが理解された。
(b) 業務の実施方法
今回対象とした大地震は、1958 年択捉島沖地震と 1963 年択捉島沖地震（震源域から見ると Urup 島沖地震と呼んだ方が適当、宇津 1）のコメント）の２つのロシア側資料を検討することとした。基本的には、ロシア側の資料の発掘と日本側資料との相互比較によりより正しい震源域の推定を試みる。同時に、将来の統合処理のために、観測点地震波位相データの収集も視野に入れて行うこととした。
(c) 業務の成果
ロシア側の地震カタログとしては、季刊の「ソ連地震観測網通報」が観測網情報と共に、各地域の震源情報（付録１）と各観測点の位相読取値（付録２）を報告している。その中の、極東地域の分について、サハリン地震観測所においてコピーを入手できた。1958 年には、1957-58に企画された IGY（International Geophysical Year）の一環として、ソ連は、南千島弧の地震活動と深部構造探査を目的とした、臨時観測を展開した。その結果をまとめた次の本を発行している（Fedotov et al.）2)。

48

英訳：Fedotov, S.A., A.M.Bagdasarova, P.P.Kyzin, and R.Z.Tarakanov : EARTHQUAKES AND THE
DEEP STRUCTURE OF THE SOUTH KURILE ISLAND ARC, 1969, Moscow.
この本には、この臨時観測によって決められた 1958 年から 1964 年までの震源カタログが掲載されている。この本も入手できたので、日本側の資料として気象庁地震カタログを基本においてロ
シア側データとの比較検討を行った。
「ソ連地震観測網通報」のデータを、ソ連通報データ（CCCP

Bulletin）、と呼び、Fedotov et al.,によるデータを、本のデータ（Book）、そして、気象庁カタログによるものを、気象庁データ（JMA）、と呼ぶことにする。（）内は、表 1 の記載名を示す。
1958 年 11 月 6 日の択捉島沖地震
ロシア側のソ連通報データの 1958 年 No.4 は、10 月から 12 月までの震源情報を掲載している。そこで、気象庁データに基づき 10 月 1 日から 12 月 31 日までの北緯 42°－46°、東経145°－151°の範囲について深さ 200km より浅い地震を選び出すと、67 個の震源が得られる。
同じ期間で、ソ連通報データによると、96 個の震源があるが、このうち 5 個はこの領域外の地震である（震央域を示してある）。それぞれの対応をつけて、さらに、本のデータを拾い出して、対応表を作ったものが、表 1 である。ソ連通報データにあって本のデータにない地震が 5 個あるが、表 1 では、本のデータの通し番号のところを黒く塗りつぶして示している。気象庁データはすべて本のデータにもある。気象庁データによる震央分布図を図１に示す。

図１

北緯 42°－ 46°、東経 142°－151°、1958 年 10 月 1 日から 12 月 31 日までの深さ 200km より浅い、気象庁データにある地震の震央分布図49

Fedotov et al.2) のカタログには、1958 年択捉島沖地震の本震後、12 月 31 日までに、748 個の震源が記載されている。気象庁カタログでは、65 個に過ぎない。そこで、3 つのカタロ
グについて余震活動の時間変化を、図 2 に示し、縦軸の拡大図を図 3 に示した。
Daily number of aftershocks
160
150
140
130
120
110
100
90

JMA
CCCP
BOOK
1day

80
70
60
50
40
30
20
10
0
1

3

5

7

9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35 37 39 41 43 45 47 49 51 53 55 57 59 61

気象庁データ（JMA）、ソ連通報データ（CCCP）と本のデータ（BOOK）による日別余震数

図２の変化、11 月 1 日から 12 月 31 日まで．本データについては、本震発信時からの 1 日後との変化も示してある（1 day）．
Daily number of aftershocks
30
27
24
21
18
JMA
CCCP
BOOK
1day

15
12
9
6
3
0
1

図３

3

5

7

9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35 37 39 41 43 45 47 49 51 53 55 57 59 61

図２の縦軸の拡大図．11 月 13 日の極大は最大余震（M6.9）の発生．
50

46

45

44

43

JMA

42
145
図４

146

147

148

149

150

151

JMA データによる 1958 年択捉島沖地震の余震震央分布図とその概略の余震域の広がりを示す（点線楕円）

次に、表１に従い、それぞれのカタログによる震源域の比較を行ってみる。JMA データの震央分布を図 4 に示す。この図の点線の楕円は、他のデータとの比較のために、気象庁データによる余震域の概略の拡がりを示したものである。図５は、ソ連通報データによる震央分布図である。
気象庁データよりも北･東によっていることとやや集中する傾向にある。これは、ロシア国内の遠い観測点のデータを使用しているために、決定精度はよくならず、比較的同じ震央の位置に集中してしまっている傾向があるものと考えられる。図６には、本のデータによる震央分布を示した。
これによると、余震域の大まかな広がりの面積については、JMA データとほぼ一致しているように見える。しかしながら、その分布の重心は、大きくずれていることがわかる。個々の地震の震央の位置のずれを示したのが、図７である。図の範囲は、緯度･経度方向に、±1.6°である。全体として、JMA 震源は、本のデータに比較すると、南に約 1 度、偏倚しているといえる。海溝よりに震央が決められている。ロシア側の臨時観測では、択捉島 4 点の臨時観測点が稼動しており、震央については、信頼性は JMA データより高いものと考えられる。
51

46

45

CCCP

44

43

42
145

146

147

148

149

150

151

図５ ソ連通報データによる 1958 年択捉島沖地震の震央分布．点線楕円は、
JMA データにより推定された余震域の広がりを示す（図 4 参照）．
図２に見た様に、本のデータによる余震数は JMA データ、ソ連通報データよりも、1 桁多い震源を報告している。余震域の時間推移を Fedotov et al.）2)本に示されているものを参考にあげておく。本のデータによる 1958 年 1 月 1 日から、1958 年 11 月 6 日の本震発生までのこの地域の震央分布図を図 8 上図に示した。同時期の気象庁データによる震央分布図を、図 8 下図に示した。上図には、222 個の震央がプロットされており、下図には 26 個の震央がプロットされている。上図の点線の範囲が K＞10（=M3･1/4）の検知能力範囲であり、この当時の気象庁の検知能力では、M>4 であったと思われる。図 9 には、本震(11 月 6 日 22 時 55 分、GMT)から 10 日までの余震分布図である。同時に、同時期の気象庁による余震分布図を示してある。図 10 には、その後の 10 日間毎と 12 月中の余震分布図を示した。それぞれの図で、▲印は、臨時地震観測点を示しているが、11 月 10 日以降の図には、択捉島南西の 1 点が追加され、12 月の図には、択捉島の 1
点を色丹島に移設されている。12 月の震央分布図では、陸よりの比較的線上にまとまった余震域と海溝よりに面的に分布する余震域が見られる。1994 年北海道東方沖地震同様３）の分布が見られ、1958 年択捉島沖地震がやや深発のスラブ内地震だったことを示唆しているといえよう。
52

46

Book

45

44

43

42
145

146

147

148

149

150

図 6 本のデータによる 1958 年択捉島沖地震の震央分布．点線楕円は、
JMA データにより推定された余震域の広がりを示す（図 4 参照）．
1.60

1.40

1.20

1.00

JMA-Book

0.80

0.60

0.40

0.20

0.00
(1.60)(1.40)(1.20)(1.00)(0.80)(0.60)(0.40)(0.20)

0.00

0.20

0.40

0.60

0.80

1.00

1.20

1.40

1.60

(0.20)(0.40)(0.60)(0.80)(1.00)(1.20)(1.40)(1.60)

図7

JMA データの、本のデータによる震央位置からのずれの量．
53

151

図8

1958 年 1 月 1 日から 1958 年択捉島沖地震直前までの、本のデータによる震央分布図（上図）と同じ期間の気象庁（JMA）カタログによる震央分布図（下図）
上図の凡例、太い実践による楕円は、1958 年地震の余震域、1.▲、臨時地震観測点、
2.△、定常観測点、3.点線、K＞10（M3･1/4）の検知能力範囲、4.ｘ、1958 年 11 月 6日の本震震央、 5.矩形点線、エネルギー積算（∑√E）に基づく長期予測を行った領
54

域、6.太い点線、1963 年の余震域

図 9 上図本のデータによる 1958 年 11 月 6 日の本震から、10 日までの余震震央分布図

凡例、1.▲

臨時地震観測点、2.△定常観測点、

3.点線 K＞10（M31/4）の検知能力

範囲
下図

同じ期間の気象庁データによる余震の震央分布図55

図 10 本のデータによる、1958 年 11 月 11 日から 20 日までの震央分布図（上段）
11 月 21 日から 30 日までの震央分布図（中段）と 12 月 1 日から 31 日までの震央分布図.凡例は、図 9 に同じ。
56

1963 年 10 月 13 日択捉島沖地震（宇津１）に倣い、ウルップ島沖地震と呼ぶ）
1963 年のウルップ島沖地震のロシア側データも収集したが、この時代では、気象庁あるいは
USGS の観測網も拡大し、Fedotov et al.,２）のデータと遜色がなくなっている。余震分布のほうからのロシア側データの寄与はそう大きくなかったので、ここでは検討を割愛するが、3･1 で述べられているように、津波データを基にした震源域の議論が有意義であろうと思われる。
(d) 結論ならびに今後の課題
資料収集に関しては、以下とおりほぼ満足できるもの集められた。
1958 年択捉島沖地震と 1963 年択捉島沖（ウルップ島沖）地震の余震に関するソ連邦時代の地震報告から、当該部分のコピーを入手した。ここには、震源要素と、主な地震のソ連邦地震観測網の観測点の位相読取値が掲載されている。1958 年択捉墺沖地震に限っていえば、気象庁カタロ
グとソ連邦地震通報の掲載地震数はほぼ同じであり（70 個弱）、そのうちの 20 個の位相読取値が掲載されている。また、1957 年末からの国際地球観測年（IGY）の一環として、択捉島での臨時地震観測が進められており、その結果をまとめた、Fedotov et al.（ 1969）による、1958 年から
1964 年までの震源カタログ付きの出版物が入手できた。その結果、決定された震源の位置の比較によると、日本の観測網で決められた震源位置は、ロシア側の臨時観測による位置とは、系統的に南に 1°ほどずれて、かなり海溝寄りの震源域になっていることが確かめられた。この結果は、1958 年択捉島沖地震は、1994 年北海道東方沖地震同様のスラブ内やや深発地震だったことを示唆している。
今後の課題としては、1958 年に隣接する大地震としてそれぞれの固有震源域が検討された
1963 年択捉島沖（ウルップ島沖）地震と 1969 年色丹島沖地震の震源域の関連を余震分布から、
ロシア側ならびに世界観測網による結果を含めて検討していくことが課題である。また、日本の地震観測もの東はずれにあるこの領域の震源決定制度の問題について、引き続きロシア側データとの統合処理を進めて毛円筒していくことが必要である。
2006 年中千島での大地震の発生を受けて、再度、千島弧全体の大地震の震源域の考察が必要になってきている。そのために、1900 年代前半から 1952 年カムチャッカ沖の 20 世紀世界トップ
３の大地震に関連するロシア側の調査論文についても入手につとめていき、全体像を再検討することも必要課題である。
(e) 引用文献
１）宇津徳治：第 16 章日本各地の地震活動；16.2 北海道地方、p774-777, 地震活動総説、pp896,
東大出版会、1999
２）ФЕДОТВ С.А., А М. БАГДАСАРОВА、Ц.П. КУЗИН.,Р.З. ТАРАКАНОВ；СТРОЕНИЕ

ЮГАЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

КУРИЛЬСКОЙ

ГЛУБИННОЕ

ОСТРОВНОЙ

ДУГ

И．211pp、НАУКА、pp.212、Москва、1969
３）笠原稔･勝俣啓･一柳昌義･三羽真人：1994 年北海道東方沖地震の余震分布、文科省科研費研究成果・平成 6 年（1994 年）北海道東方沖地震及びその被害に関する調査報告、編
笠原稔、pp219、1995(f) 成果の論文発表・口頭発表等
57

なし(g) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定
1)特許出願なし2)ソフトウエア開発
なし
3) 仕様・標準等の策定
なし(3) 平成２１年度業務計画案
実施計画・実施方法
・

1963 年択捉島沖（ウルップ島沖）地震の震源域に関して、日本側資料及び収集済のソ連邦地震通報のデータに基づき、検討を行う。この地震と 1958 年択捉島沖地震の震源域との関連では、同時に、西隣の 1969 年色丹島沖地震も対象とする必要がある。
そのためには、日ロ双方のデータに加えて、世界事案観測網によるデータの検討が必
要になる。

・

また、１９５８年と１９６３年のソ連邦地震通報位相読取値を用いた統合震源決定を試みると同時に、1994 年北海道東方沖地震以降、入手できるようになっている現在のロシア側データとの統合処理への道筋をつけるよう検討する。

・

千島弧全体の大地震の震源域の重なり具合についての見直しのために、20 世紀前半の地震についてのロシア側を含む資料収集も必要になる。

目標とする成果
・択捉島沖合いの大地震の震源域の重なり方についてのマッピングが出来ること。

・

択捉島沖合い以東の日本側データによる震源決定制度の評価。

・

ロシア側データとの統合処理のよる震源決定精度の向上

58

４．全体成果概要
平成 20 年度成果概要
１）古地震調査：
アメリカコロラド州デンバーにある NOAA－NGDC にて 1850 年代から 1940 年代に発生した巨大地震の津波波形記録をマイクロフィルムからスキャンし画像ファイルとして収集した。昨年度収集した 1918 年中千島地震の津波波形記録を用いて津波数値計算手法を用いて震源過程を推定した。さらに津波数値計算による 1963 年択捉沖巨大地震の津波波形解析を行う準備として、昨年度収集した検潮記録をデジタル化し、潮汐応答を除くことで津波波形のみを取り出した。さらに、現在ある津波数値計算コードを使用し、1963 年択捉沖地震の既存の断層モデルを用いて日本近海の津波数値計算を行い、日本沿岸での観測波形と計算波形の比較を行い暫定的なすべり量および地震モーメントを見積もった。さらに日本沿岸の津波波形を用いて津波波形インバージョンを行いきわめて暫定的なすべり量分布を推定した。
２）津波堆積物調査
本年度の南千島での調査が実施できなかったため、昨年度国後島・色丹島で調査を行い採取してきた試料を詳細に分析した。火山ガラス屈折率測定値と，北海道における完新世テフ
ラの岩石学的特徴を検討したところ，本研究で扱ったテフラの中には，
樽前 a テフラ（Ta-a），
駒ヶ岳 c2 テフラ（Ko-c2），摩周 b テフラ（Ma-b），摩周 d1 テフラ（Ma-d1），樽前 c テフラ（Ta-c）が存在することが明らかとなった．噴出年代はそれぞれ，Ta-a：AD1739 年，Ko-c2：
AD1694 年，Ma-b：774-976 cal BP，Ta-c：2500-2800 cal BP，Ma-d1：3267-3368 cal BP
である．これら広域テフラの同定については，北海道の模式露頭でそれぞれ試料を採取し，火山ガラスの主成分化学組成を比較することで，確実となった。
国後島・色丹島で得た 58 試料のうち，34 試料が北海道起源の広域テフラに同定できた．
残りの 24 試料については，現在のところ岩石学的特徴の類似するテフラが北海道で見つかっていないので，その多くは国後島（または択捉島）起源と思われる．この 24 試料を，岩石学的特徴および広域テフラとの関係により整理すると，少なくとも 12 層のテフラの存在が明らかとなる．このうち 6 層のテフラは，火山ガラス屈折率が n=1.480-1.490 と他より低
く，SiO2 含有量がやや高い（78-80％前後）のが特徴である．
国後島起源と考えられるテフラは，火山ガラスの TiO2-K2O 組成にもとづき，6 タイプに分類できる．TiO2-K2O 組成の違いは給源火口の違いを示唆する．ただし，6 タイプのうち 4
タイプは組成が類似しており，同一の火山起源の可能性を否定できない．よって，テフラを供給した火山は少なくとも 3 座あった可能性が高い．低 TiO2・低 K2O のテフラを供給した
火山は，過去 3000 年以上にわたって活動を継続したことが明らかである．しかし、国後・択捉島の火山については，今のところ利用できるデータが少なく，給源推定は今後の課題とする．
本研究で同定したテフラは，いずれも海岸に近い低地で得たものであり，津波堆積物の編年に利用できる．これらのテフラを用いれば，国後島における約 3000 年前から 17 世紀末にかけての津波堆積物を，北海道とほぼ同様の精度で編年できることとなる．
ロシア側研究者を招聘し、北海道太平洋沿岸、浦幌町豊北の沿岸で詳細な津波堆積物調査を行ない、津波堆積物調査ならびに火山灰同定に関する共同認識を培った。
59

３）地震統合処理
ロシア科学アカデミー発行の地震検測簿・極東地域部分の 1958 年 10 月～1959 年 6 月、と、1963 年 10 月～12 月、の期間について、ユジノサハリンスク地震観測所にて収集できた。
1950 年代の大地震ならびに余震に関する日本側の気象庁カタログに準拠しつつ、ロシア側のカタログについての収集を行った。観測点の位相データの公開されているロシア側のカタロ
グとしては、ソ連科学アカデミー地球物理研究所発行の、極東地域の地震カタログがあり、季刊で、1958 年 4 号、1959 年 1-2 号、を入手できた。択捉･国後･色丹島の観測点データが、1958 年 11 月 6 日の地震以後、反映されている。しかしながら、気象庁カタログと比較した
場合、本震直後 12 時間の余震に関しては、気象庁 17 個に対して、ロシア側 3 個でしかない。
その後の 10 日間は、ほぼ同数の震源が決められている。これは、択捉島での臨時地震観測（1957 年のＩＧＹ（地球観測年）を契機にはじめられたもの）データを利用しているからである。この観測結果をまとめた本が入手できた。1958 年 1 月から本震直前までに、221 個の震源を決定しており、そのカタログが公開されている。この期間、気象庁カタログでは、20個の震源が決定されているに過ぎない。また、本震後、12 月末までの震源決定数は、748 個であり、同期間の気象庁カタログの余震数は、74 個である。1958 年地震の震源域を議論するには、これらロシア側のデータを基準として検討した。その結果、気象庁震源では、余震の震央は、おおよそ南へ１°ずれて、海溝よりに決められていることがわかった。ロシア側の臨時観測を含む地震観測網では、陸側に決定されており、やや深いプレート内部の地震だったことを裏付けていることが理解された。

５．活動報告５．１

会議録
平成 20 年 7 月 7 日：研究計画に関する打ち合わせ（札幌）笠原稔、谷岡勇市郎、西村裕一、中村有吾、前田宣浩、Subesh Ghmire

出席者

議事内容 今年度の各項目での調査･解析計画について報告を受けた。
海外での調査･データ収集の予定について話し合いを行った。
平成 21 年 3 月 5 日：20 年度報告書の作成についての打ち合わせ
笠原稔、谷岡勇市郎、西村裕一、中村有吾、前田宣浩、Subesh Ghmire

出席者
議事内容

今年度の調査研究の概略の報告と、報告書執筆の予定について確認した。
次年度の計画についての展望について議論した。

５．２

対外的発表
特になし

６．むすび
第 2 年度に当たる平成 20 年度には、昨年収集のデータを基にいくつかの知見が得られた。
古地震に関しては、1854 年から 1945 年までの、アメリカで保存されている世界中の験潮所の津波波形の収集ができた。その結果に基づき 1918 年の中千島地震の津波波形解析が進められた。2006 年中千島地震が発生し、これまで問題になっていた中千島地震空白域が埋められた。
60

1918 年の解析結果からは、1918 年の断層は、1963 年択捉島沖（ウルップ島沖）地震の若干の空白域を残して東となりに位置する。その多くの部分は、2006 年中千島地震の震源域と重なることがわかった。津波波源域の推定からは、2006 年中千島地震は、従来考えられていた地震空白域ではなく、1918 年地震の再来のように見える。この点については、今後も件とうそ深める必要がある。
津波堆積物調査においては、第 1 年度に実施できた色丹島･国後島での調査結果を精査することにより、国後島における約 3000 年前から 17 世紀末にかけての津波堆積物を，北海道とほぼ同様の精度で編年できる十分な資料を得ている。今後、異なる地点での調査を加えて、3000 年の巨大津波の編年が出来る下地が出来上がったことは、この研究の大きな成果の一つである。
日本側のデータの信頼の薄い 1958 年択捉島沖地震の余震域に関して、ロシア側の資料として、
ソ連邦地震通報と 1957 年に始まった国際地球観測年の一環として行われた択捉島での臨時地震
観測のまとめが入手でき、日本側資料との比較検討を行った。その結果、気象庁震源では、余震の震央は、おおよそ南へ１°ずれて、海溝よりに決められていることがわかった。ロシア側の臨時観測を含む地震観測網では、陸側に決定されており、やや深いプレート内部の地震だったことを裏付けていることが理解された。
今後、調査研究の対象として、1958 年択捉島沖地震と 1963 年択捉島沖（ウルップ島沖）地震に連なる東西の領域に検討の対象を広げてゆき、千島弧全体の大地震の震源域に関しての検討に進める必要があろう。

61

付録
Appendix0.

第 3 章、表 1【3p】

1．ソ連地震観測網通報
1958 年第 4 号（1958

Oct.~Dec）

サハリン総合科学研究所編a) 震源表

極東地域

【4p】

2．同上
b）観測点の位相読取値の表【12p】

3．以下の本に掲載されている 1958 年 11 月~12 月の震源カタログ【12p】

S.A.Fedotov, A.M.Bagdasarova, I.P.Kuzin and R.Z.Tarakanov
EARTTHQUAKES AND THE DEEP STRUCTURE OF THE SOUTH KURILE ISLAND
ARC

Moscow≪Nauka》 1969

62

A1

最初のページの日本語訳

1958

ソ連地震観測網通報

No.4

ソ連科学アカデミー・地球物理研究所
ソ連科学アカデミー・サハリン総合科学研究所
極東地域

2)

a) 地震の主なデータ＋印は「6 章」にデータが挙げられている地震（右肩に当該付表示）
10 月

1958

_____________________＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿
NN

日付

発震時
時

分

震源位置
秒

緯度

経度

深さ

精度

ﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

地震を記録した観測所

級M

これ等の地震観測所のデータにより決定された地面の最大振幅（ミクロン）

１
85

２

３

3

09 09 58

４

５

６

７

８

~531/4 ~161

９
Птр、Клч

｛Птр=ペトロパブロフスク・カムチャツキー｝｛Клч=クルチ｝
86 +2) 1958 年 11 月からこの地域における震源と発震信時の決定にソ連科学アカデミー地球物

理研究所太平洋調査隊の次の地震観測点のデータが用いられた。
Gorny（Гор）φ=44°55.5‘

λ=147°34.5’

Kosmodem’yansk（Ксм）φ=44°06‘

λ=145°53’

Lesozavodsk（Лсз）φ=44°46‘

λ=147°11’

Reidovaya（Рд）φ=45°16‘

λ=148°02’

Shikotaya（Шкт）φ=43°52‘

λ=146°49’

これら観測点と機器に関する詳しいデータは、ソ連地震観測網通報 1959 年 No.1 に掲載
63

A2． １の通報の「6 章」
b）観測点の位相読取値の表、各欄の日本語訳
11 月

1958

地震番号、日･月
震央の概略の位置
緯度、経度、深さ、発震時、Ｍ１

観測点コード２

震央距離（ｋｍ）

３

震央角度（角度）

４

Ｐ波、初動方向（＋、－）、明瞭度（ i、e ）、波の種類、走時、時分秒（GMT）

５

Ｓ波、同上

６

Ｐ波の周期、秒

７

ＮＳ成分最大振幅、μ単位

８

ＥＷ

９

ＵＤ

１０

注釈（実際の数値の意味は不明）

A3. Fedotov et la ., (1969) の地震カタログ１

地震番号、各月の発生順

２

発生日(その月の)３発生時刻、時分秒

４

緯度

５

経度

６

深さ

７

決定精度のランク、８

ロシアのエネルギークラス

9－13

いろいろな出典によるﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

64の各欄の日本語 訳