国立防災科掌技術センター研究速報第57号

ユ984年3月

550． 343（521．51） 1983． 08

1983年8月8日山梨県東部の地震（M6．0）とその前後の地震活動について

井元政二郎、島田誠二㌣岡田義若
十笠原敬司・大竹政和

TheYamamshi，Centra1Ja脾m
amd

共Earthquake

RelatedofAug11st8．1983

Seismicity
By

M．IMOTO，S．SHIMADA，Y．OKADA，K．KASAHARA
八？

amd

lM．OHTAKE

ん1Dゴ∫ω乍1o〃他〕sピ

τ11α1〃1〃

nloderate1ylarge

earthquakePκ〜1・〃〃o〃，ノ；ψα〃Abstmct

Awith

n1agnitude6．0occurred

intheeasternpart of Yamanashi Prefecture at12h48m（JST）on August8．1983．According toobsrevation of the Nati（〕nal Research Center for Disaster Prevention，theepicenter was35−54N，139．05E and the focal depth
as18km，Epicenters ofaftershocks

distribute

ward

the

fr（〕mshortperiodmainindoes

mtmechanismsofsh（）cktheatpredictedwiththec（）seismic

theextendingPnlechanisn1s

tostrainsh（）wf（）calmaximumf（）rstep

mechanism

ofmotions

the

main

of

of

southwest−
recorded

shock

with

presents

area，Someafter−shock

andsh（）w

conlpressional

axes

of

the

aftershocks

near

theN，V一一SE

three−component

strain−thetwoobserved

significant

over5〜7knlfirstandN−Sdirecti〔）ns，eitherof
axis

but

wave

mechanisml（〕nger

fault．The

aftersh（）ckst，v（）stations

fromareabasis（）ff（〕calsinlilarreversedirecti（〕n．The
nleters

the・onodalp1anesofE

coincide

shocks一λ／≧：3．O〕show

andeHipticaI

seismometers，thestrikesliptypewiththet
which

the

sh（）ck．On

aftershock
n1ain

with

the

differences

strikeslip

arefr（）nlothersthose

type．Thosemain

theoreticallv

discrepanciest（19・th・・with・㎝・pl・・w…f（〕・m・（〕fth・m・i・・h（）・k・しlg9・・tm・・h・（）mpli−

c・t・d・・pt・・epmces・（〕fth・m・i・・h（〕・k；i・iti・1・・ptureha・m（〕ni・・swiththe・t・ik・・lipm・・h・・i・mw・・f（川（〕w・dbym・・hl・・g・・f・・lti・g（）fwhi・hf（〕・・lmccha・i・md（〕e・1・・tmatchi・itialm・ti（〕・・1）・・h（）rtperi（・drec（）・ds．

Close

inspection

ofseismicity

revealedthatthemagnitude

frequency

・・lati（）・f・rtheperi（〕d（）fab（〕・t（〕・・yearbefo・eth・mai・・h・ck，f・・mJ・・e1982

t・J・ly1983，i・sigl・ifica・tlydiff・・el・tfmmthat（〕fthep・evi…pe・i（）d，fmm
J・・…！I1舳t（〕M・y1982．Thi・m・ybe・p・・・…（〕・ych・・g・i…i・mi・ity．

共第二研究部

地震活動研究室

料

同地殼カ学研究室，

一一1一一

十

同

地震防災研究室

国立防災科学技術センター研究速報

第57号

1984年3月

1．はじめに

19阜3年8月8日12時48分，山梨県東部にM＝6．0の地震が発生した．国立防災科学技術センター（以下防災センターと略す）の定常的震源決定によると，震源は北緯35，537度，東経139−051度，深さ18．3㎞である。東京・横浜・甲府・三島で震度Wの他，千葉・熊谷・飯田・静岡など広い地域で震度皿を記録した．この地震による被害は，死者1名（神奈川），負傷者28名，家屋半壊2棟，同一部破損4棟等となっている．この地震により、静岡県・山梨県・神奈川県・東京都の広い範囲で約84万戸が停電した．

本報告では，防災センターの観測網で得られた地震計及び3成分ひずみ計の資料にもとづき，本震と余震の震源分布，発震機構等について述べる．

2．地口活助の推移

震源域の山梨県東部は，関東・東海地域の中でも地震活動の活発な地域の一つであり，1912年（〃5．9），1929年（〃6．3），1931年（〃6．3，〃5．9）等比較的大
きい地震が度々発生している．ただし，1976年6月16日の地震（〃5．5）以来今回の地震まで約7年問，〃≧5．0の地震は発生していなかった．微小地震（〃≧1．5）についても，前震活動と思われるものは験測されていなかった．

本震の発生に続き，活発な余震活動があった．最大余震は8月10日1時51分に発生した〃＝4．3の地震であった．震源域近傍にある都留観測点（TRU，震央距離約10㎞）で，8月末までに速度振幅最大値106μkine以上の余震（渡辺（1971）の式によるとほぼ〃≧1に相当する）を600回以上観測した（図1）．余震の日別発生数は単調に減少している．

Doilynumber◎fot

TRuoftershocks−MΣ1，100＿50＿81015202531Aug．1983
図1都留観測点における日別地震数（〃≧1の地震に相当）．
Fig．1

Dailyηumber（∠

ofaftersh㏄ks（about〃≧1）at：10km）．

一一2一一TRUstation

ユ983年8月8日山梨県棄部の地震一井元他

1980

0101〜

1983

080812hoom

Nplot

＝

313

1㎜
＼有HR。十

35−5

十．
・十N

Ma

AKW

nl｛udEr．5≦ く2．O
2．O uく＝．．Oo○コ．O≦凹く4．O

（）

04．O≦

D6P−h

㌦0l㎞〕

OO．≦ZくlO．
O−O．≦Z〈 20．

20km」」

く5．O

5．o

口20．≦Zく30．
△30．≦Zく40．

NMZ

139E

図2｛a，山梨県東部周辺における1980年1月から工983年8月8日（本震発生Fig．21al直前）までの震央分布図．
Epicentral map ammd theeastem

from January1980throughshock（H＜40㎞）．
1983

08

08〜

1983

㌧
35，5

partof

Yamanashi

August8．1983，just

＼08

3I

NpIoi

Pref．，

befor

the＝226

maill

HHR＋

十N

M8岬i−udc

AKW一／◎．

1．5く一く2．Ooo

2．O≦一く＝1．O＝I．0 一く4．O

（⊃

0拓4．O

く5．O

5．o○叩川

｛k■〕

00．
ZくlO．
δlO．≦Zく 20．

トー」o㎞

口20．
∠』Zく〕O．

：．O、ZくムO．

NMZ

L139

E

図21b1本震及び余震の震央分布図．
Fig．21b〕Epicentral

largestmapofthemainshockaftershockisindicatedby

一3一一一（M．S．）andL．A．

aftershocks．The国立防災科学技術センター研究速報

第57号

1984年3月

図21a川b〕に，震源域周辺における1980年1月〜1983年8月8日本震発生前の地震分布及び本震と余震の分布を示す．これらの震源は定常処理で得られた読み取り値に観測点補正を施して再決定されたものである．山梨県東部には震源の密集した地震活動の活発な地域があり，今回の地震はこの密集した地域の北東端付近に発生している．余震の大部分は本震震央（図21b〕M．S．）を北東端とし，南西に数㎞のびた楕円形状で深さ17〜19㎞の領域に発生している（図21b〕）．この余震域は，定常的活動の活発な地域の東部にほぼ一致している．

最大余震（図21b〕L．A．）は，この余震域から北西に数㎞離れて発生している．

表

1

Table．1

本震及び余震の発震機構解．
Focal p1如e soluti㎝s for the main sh㏄k and aftershocks．一Po1 ゴ，一Po12 ，一P ，一T I and−Nu1パmean the poles of two nωa1planes
and pressure，tension and nul1 axes．一Az and−Nd indicate azi−
muthala㎎le（clokwise

fromthenorth）a杣nadira㎎le（fromthever−tical）．

Date
Aug． 1983

㎞

12
34
567h

MmPol

1Pol

2A2

Nd

Az

NdAz

NdAz

kmdeg

deg

272 7690

225 802045 川

61

43
199
183

82

300 30
90
30

343
235

75
3326562810299 51315
138300293
110120282
90
126
310
299
335

80

131

Locati㎝LAT，旧1

L㎝g．㈹

deg

deg

6．O

35．537139．051

18

178

3．4

35．525138．99工

19184

3．1

35．522139，018

17343

76
76
76

20
27

3．5

35．509139．002

17

136

64

3，8

35．521139．005

17306 643．0

35．521

22

54
37

3．3

35．500139，019138．947

18
16

176
292

40
43

10

01

51

4．3

35．567138．986

19

37

3．2

35．457138．999

20
20

90

1O

171

45
88
27
80
64
89

12
12
13
13
13

13

47
58
02

10

11

8
9

8
8
8
8
8
8
8

Time

09

45

3，435．534

139，006

18

11

12

22

16

3I0

35．498138．99817310344

1217

一102

3．7

35．503

138，995

16

186

31

1301

3．2

35．513139．009

18176

13■

■

皿L

L■

皿⊥

皿山

川…

I

87

6453
42
34

243
260
83
268 88
92

270
81

130
75
86

49
45
80
63
87

P

T

54
77
74

59
87
90
82
72
85

82
82

NuH
Nd

Nd

206

0
191

40
60
70
50
80

270

O

O 90

35130

84

270 10220 9030

8118

236 41

180
7250

84

270

104010＾3．発口機む防災センターの関東・東海地震観測網（短周期地震計55点）で記録されたP波初動押し引きを用いて，本震及び余震（〃≧3．0）の発震機構を調べた．得られた発震機構解を表1に示す．

図3は，本震の発震機構解を震源下半球に等積投影したものである．2枚のP波節面は，ほぼ東一西と南一北の走行となっていて，最大主圧力軸が北西一南東の方向である横ずれ型の発震機構を表わしている．この地域にはこの様な発震機構をもつ微小地震がよく発生している．また，震源域の南〜南東方向60〜80㎞に発生した伊豆大島近海地震（1978年1月144一一一1983年8月8日山梨県東部の地震一井元他

1983

08

08

12・・．

471−1

1一■・6．0

●

◎◎

●
◎●

●
●

●

、

図3本震発震機構の震源下半球等積投

●●

◎

●

．

●
●●○
●

●

Fig．3

●

●

影図．黒丸，白丸はそれぞれP波初動の押し，引きを表わす。表1

O

●

●

◎◎

shock

8

projected

onthelowerhemisphere．Solid and open
circles indicate compression●

O●の地震番号が左上に示されている。
Focal mec比mism of the main

anddilatation

ofP

wave

firstmotions，respectively．
1Earth㎎ke

numberinis

upPe

fgivenr1e

Tablet．

日，〃7．0）や伊豆半島東方沖地震（1980年6月29日，〃6．7）も，本地震とよく似た発震膿構を示している（Simazaki

andSomerville，1979；井元・他，1981）．これは，フィリピン海プレートの北西進により生じた応カ場を反映していると解釈されており，本地震

23456789111213

図

4 余震発震機構の図

I≡

Fi9．4

Foca1mechanismsafte（seetiOn）．

ofrshocks（〃≧3．0）．

Fig．3

forexplana−国立防災科学技術センター研究速報

第57号

1984年3月

もフィリピン海プレートの連動を反映したものと考えられる．図21b〕に示した余震分布の広がり方は，2枚のP波節面のいずれの走行とも一致しておらず，余震分布により本震断層面の走行（東一西あるいは南一北）を推定するのは困難である．

余震発震機構の電源球等積投影を図4に示す．Nα7と8（最大余震）では最大主圧力軸がほぼ東一西方向となっているが，その他は北西一南東の方向であり本震の最大主圧軸方向とほぼ一致する．本震と同様に横ずれ型となるものはおよそ半数であり，残りは逆断層型となっている．このような逆断層型の地震もこの地域によく発生している（気象庁地震課・他，1977）．

発震機構と震央の関係を表わしたものが図5である．横ずれ型及び逆断層型の発震機構をもつ地震は，いずれも余震域全体に発生している．伊豆大島近海地震や伊豆半島東方沖地震の余震活動では，本震と似た発震機構をもつ余震が他の型に比べて数多く発生し，それらが。

ちり りり

①附n㎞℃

ム0120鮒

11①も03km139図E5 発震機構の空間分布

Fi9．5

Spatial distribution of foca1mech…misms，which are plotted atthe epicenters．The compressional quadrants of P wave first mo−tionsareindicatedbyshadedzones．

一6一

1983年8月8日山梨県東部の地震一井元他

本震断層面周辺に分布していた（井元・他．1981；Imoto，1983a）．今回の活動では，本震の発震機構，余震分布及び余震発震機構の関係が調和的でない．その原因として，i）
本震断層が単純な一枚の面でなく複雑である，ii）本震は単純な面であるが余震が本震断層面と直接関係なく発生している等が考えられる．いずれにしても，この地域の応カ場の複雑さに起因して生じたことであろう．

Mcg・Mog．

TimeMQlnshock●〜ふ二二；レ。、1ご∴∵㌧純ふ松ふ占ポー一」」

HHポHTi」」
me

HHポIHH。

…

H…

werelocated■・。

図6マグニチュードー時間分布図
Fig．6

Magnitude−time p1ot of earthquakes
encircled area of Fig．21al．

whichinthe

4．規槙別地8頻度の前固的変化

北緯35．5度東緯139度を申心とする半径20㎞深さO〜40㎞の領域に1980年1月以降発生した〃≧1．5の地震（図21a〕申央円内）を対象として，本地震に先行する地震活動の変化について調べた．図6は，地震規模と発生時刻の関係を表している．

本震発生前およそ3年半の間では，1981年4月に発生した〃＝4．9の地震が最大である．
この後，1981年6月から本震発生までの2年余りの間に〃≧3．5の地震は発生していない．

また，1．5≦〃＜2．0の地震数は1982年6月以後減じているようである．これは規模別頻度分布に変化があったことを示唆している．

規模別頻度分布の変化をみるため，グーデンベルグ・リヒターのb値を期間別に求めた．

図7は各期問における規模別頻度分布を表している．1980年1月〜1982年6月，1982年7月〜1983年7月，余震（1983年8月9日〜8月31日）の各期間で，b値とその95％信頼区問はそれぞれ，0．84士0．12，O．72±0．16，0．83±0．14となり，地震前1年がやや小さくなっているが，統計検定によると，その差は有意ではない．また，短期問ではあるが，1981年秋から1982年春にかけて比較的小さい地震の発生が顕著であるので，この期間（1981年10月〜1982年3月）におけるb値を調べると，1．04±0．28となっていて，他

第57号

国立防災科学技術センター研究速報

ΣN

●

200一●

1984年3月」on．1980＿June1982o」uly1982＿」u■y1983●
十十 ●十Aftershocks●

100−O O 十十●〇〇十●50一O＋●
十●〇●O●●

ま20・●●十十〇十◎10・●

十〇

●

●

十O＋＋＋5一OO

O2−r−r．一て■一rM
t5
2．
2．5
3．
図7Fi9．7

3つの胴間に対するマグニチュード頻度分布図
Magnitde−frequency

re1ati㎝sforthethreesu㏄essiveperiods．の期間に比べてやや大きな値となっている．ただし，これも有意な差をもつとはいえない．

b値は地震規模と発生頻度との関係を窯関数で表わした時のパラメータであるが，図7（○印）に見られるように地震規模別頻度分布が必ずしも幕関数でうまく表されるとは限らない．

地震規模別頻度分布の形は，震源域での応力の状態に依存するとの考えもあり，（井元，1983b），幕関数を当てはめずに規模別頻度分布の変化を直接比較することも有用な情報をもたらす可能性がある．そこで，1．5≦〃≦1．8の地震頻度と1．9≦〃のそれとを比較した．こ

こで，地震規模の級分けについては，験測もれのない地震規模であること，比較される二つのグルプ間で発生頻度に大きい差が生じないようにすることに留意した．

図8の縦軸，横軸はそれぞれ1．9≦〃，1．5≦〃≦1．8の地震の累積頻度を示しており，1980年1月から1983年8月末までの履歴を1ヵ月毎に示している．ただし，本震発生当日（1983年8月8日）は地震記象の重なりのため験測もれがあると思われるので除いた．図より明らかなように，1982年6月を境に，1．5≦〃≦1．8に比べて1．9≦〃の地震が増加している．これは，図6の地震規模一時間の関係からも予想されていた．8月9日以降の余震活動では，1．9≦〃の地震は1．5≦〃≦1．8に比べてやや減じ，1982年6月以前の状態

一一8一

1983年8月8日山梨県東部の地震一井元他

ΣN250
Jo∩．1．1980＿Aug．31．1983

200150一Aug．1983

Σv

一」on，1983①100」uly1982

一」o∩．1982

50
一」u−y1981

一」on．1981−Ju■y1980n．150

100

150

200

cumulativenumbers

ΣN

1．5〈M〈1．8図Fi9．8

8 大きさの異なる地震間での累積頻度の比較．
Diagramshc〜㎞ngsshocks

ma11erandthela1

relation㎏tween
9erforones．に近づいている．1982年6月の前後で頻度分布の変化をX2検定してみると，帰無仮説「1．5≦〃≦1．8の地震と1．9≦〃の発生頻度の比率は，1980年1月〜1982年5月と1982年6月〜1983年7月の期間とでは変化がない、」は，有意水準0．1％で棄却された．

5．

3成分ひずみ叶で垣測された歪みステップ

震源域より北東〜東北東にある八郷（YST，震央距離約工30㎞），府申（FCH，同40㎞）の両観測点では，本震発生に伴い歪みステップが3成分ひずみ計により記録された．観測された歪み変化量は図9上段に示されている．八郷観測点には2台の3成分ひずみ計が設置されていて，ともに記録が得られたため，＃1，＃2と示されている．

一g国立防災科学技術センター研究速報第57号

YST。、、．

1984年3月

FCH
N、、＼1 プ／l 、レず
1キ／一十11一ボ＼1、、■＃1＃2

N・㌫、，ナ／／NI。、1。・

1刈1伸メー

12．1ぴ1oM。・1・1025d…㎝↓

ト1び・S憎i蝋と㌧1、、、一キ1
ll131

N

12口1σ8＿E，t，n．i。、・一一Controctlon

図 9 歪みステップの齪測値と理論値の比較．
Fi9．9 Com脾rison of coseismic strain steps observed withtheoretica1ly

obtainedones．

表1（Nα1）の本震発震機構を用いて，両観測点で期待される歪みステップを計算すると，図9の中段の様になる．ここに，地震モーメント〃oは，経験式（笠原，1975）log〃o＝1．5〃十16により，1x1025dyne・㎝とした．観測値と期待値の一致はあまりよくない．3成分ひずみ計による歪みステップ観測のうち，主歪の方向は最も信頼できる量であり，これまでに観測された歪みステップに関しては，主歪の方向は観測値と期待値とでよい一致を示している（坂田・他，1983）．これに対して，今回の地震では主歪方向の不一致は著しい．これは，本震の発震機構解として用いた値（表1，N皿1）が適当でないためと考えられる．表1の値は，短周期地震計の記録にもとづいており，今回の本震のように大きい地震では，破壊の初期を表しているにすぎない．本震が複雑な破壊過程をたどっているとすると，遅れて発生した主破壊の発震機構解が表1（Nα1）の値とは大きく異なるとも考えられる．

複雑な破壊活動の1例として，本震が2つの異なる発震機構をもつ破壊で構成されているとして，歪みステップの計算を試みた（図9下段）．用いた発震機構解は表1のNo1とNα4であり，その地震モーメント比を1：3と仮定した．ここで，第2の破壊としてNα4を用いたのは逆断層型の発震機構をもつ余震がほぼ半数を占めており，1976年6月16日に発生し一10一

1983年8月8日山梨県東部の地震一井元他

た地震（〃5．5）もNα4によく似た発震機構であることによる（気象庁地震課・他，ユ977）．

主歪方向の観測値と理論値におけるくい違いは両観測点ともかなり改善されている．これは単に1例であり，本震破壊過程の詳しい解析を待って，再度検討する必要がある．

6．讐

論

地震空白域は，地震前兆現象の中でも事例の多いものである．これまでに報告された地震空白現象については，大竹（1980）にまとめられている．・これによると，今回の地震（〃6．0）とほぼ同じ規模の地震についても，地震空白現象はいくつか報告されている．地震空白域の判定に用いられる地震の最小マグニチュードは事例毎にまちまちであるが，〃6規模の地震では〃＝3〜4．5となっている．今回の場合，〃≧3．5の地震を用いると1981年6Moinshock

1162ki・・・。g．812＝ム・U

M60D

W
Aftershock−3．

and atte

5x10kIneSW

図10Fi9．j0ls．

HKATSUURA

本震と余震の地震記象例．

Examplesofseismograms

forthe一11一mainshockrshocks．

国立防災科学技術センター研究速報

第57号

1984年3月

月から本震発生までの2年2ヵ月の間地震空白域が発現したことになる．

地震前のb値変化に関しては，烏（1982）が中国で発生した13の大中地震について調べてい一る．それによると，〃6．3の地震2例では，発生前1年間は震央距離45㎞と95㎞以内の領域においてb値が小さい．先に述べたように，今回の場合，b値の有意な変化は見出されていないが，本震発生1年2ヵ月前を境に，地震規模一頻度分布のパターンに変化があったと思われる．このことは，地震規模一頻度の分布をb値を通してみるだけでなく，分布の関数形にも注意を払う必要があることを示唆している．

本震の破壊過程が複雑なものであったことは，余震分布や歪みステップの解析から推測されている．これを確かめるため，本震と余震の記録を比べてみた．図10は勝浦観測点（KTU，震央距離約110㎞）で記録された本震及び余震のP波初動部分である．本震の上下動記
録では，初動到達後約2秒に初動よりさらに大振幅（2〜3倍）の波が到達している．余震波形には，これに相当する後続波はみられない．このことは，本震が単一の破壊ではなく複数の破壊から構成されていることを強く示唆している．

7．まとめ
本調査で得られた結果をまとめると次の様である．

（1）余震は本震震央より南西に数㎞のびた楕円形状の範囲の深さ17〜19㎞の領域に発生している．

（2）

P波初動を用いると，本震は東一西，南一北にP波節面をもつ横ずれ断層型であり，最大主圧力軸は北西一南東方向である．

（3）12個の余震発震機構を調べた結果，横ずれ型と逆断層型がほぼ同数となっていた．2〜

3の例外を除いて，最大主圧力は断層の型に関係なく北西一南東方向であり，本震の最大主圧力方向と調和的である．

（4）本震発生約1年前を境にして，前後の期間1980年1月〜1982年5月と1982年6月〜
1983年7月で地震規模一頻度分布のパターン変化がみられた．
（5）

3成分ひずみ計で観測された歪みステップを（2）項の発震機構で説明するのは困難である．

（6）余震分布，歪みステップ，本震の波形は本震の破壊過程が複雑であったことを強く示唆している．

一12一

1983年8月8日山梨県東部の地震一井元他

閉

辞

本報告幸まとめるにあたって，気象庁静岡地方気象台吉田明夫氏，京都大学阿武山地震観測所梅田康弘氏，京都大学防災研究所竹内文明氏，和田博夫氏，中尾節郎氏，当センター第2研究部木下繁夫氏よりいただいた地震記象を参考としている．また，当センター第2研究部石田瑞穂氏には原稿にいくつかの意見をいただいた．ここに記して感謝の意を表する．

参考文献1）井元政二郎・唐鎌郁夫・松浦律子・山崎文人・吉田明夫・石橋克彦（1981）：1980年伊豆半島東方沖群発地震活動の発震機構，地震皿，34，姻1−493．
2） Imoto（1983a）1Change in focaI mechanism preceding
quake of January14．1978（submi tted to ZPR）．

theIzu−Oshima−K趾aiEarth−

3）井元政二郎（1983b）11983年1月伊豆群発地震活動における規模別頻度分布の時問変化について（「地震」投稿中）．

4）笠原慶一（1975）：断層パラメータの標準値，地震学会講演予稿集，Nα1，8．

5）気象庁地震課・甲府地方気象台・横浜地方気象台（1977）：1976（昭和51）年6月16日山梨県東部の地震について，験震時報，41，63−74．
6）烏鴻床（1982）：大中地震前b値区域分布，地球物理学報，25，163−171．
7）大竹政和（1980）：地震空白域にもとづく地震予知■メキシコ地震の予知を例として一，国立
防災科学技術センター研究報告，23，65−110．
8）坂田正治・島田誠一・野口伸一（1983）：ボアホール式3成分ひずみ計により検出されたひずみス
テップ，地震学会講演予稿集，Nα2，224．
9）Shimazaki，k．and P．Somerville（1979）：Static and dynamic parameters of the Izu−
Oshima，Japan earthquake of Jamary14．1978，Bω〃．Sぬ㎜．S㏄．λ汎．，69，玉343一ユ379．
10）渡辺晃（197工）：近地地震のマグニチュード，地震皿，24，189−200．

（1984年2月3日

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原稿受理）