特集

地震災害と防災・減災（その３）□南海トラフ沿い巨大地震の地震像とスロー地震の関係
その巨大地震への備えに向けて

京都大学防災研究所准教授

地震災害研究センター

伊藤喜宏

源域）がそれぞれ推定された（図１）[1][2]。1944年

１．南海トラフ沿いの巨大地震の地震像

昭和東南海地震は潮岬のやや東方から渥美半島沖

南海トラフ沈み込み帯では繰り返し大地震が発合までの南海トラフの東半分の領域を、1946年昭生している。これは、駿河トラフと南海トラフに和南海地震は潮岬沖合から足摺岬のやや東方まで沿ってフィリピン海プレートと呼ばれる海洋プの西側半分を震源域とした地震であった。なお、レートが陸側のプレートの下に４−５cm/ 年の速過去に南海トラフ沿いで発生した事例として観測度で沈み込むことによる。このプレートの沈み込波形から震源域が推定できた巨大地震は、現時点みに伴い、２つのプレート間が強く「固着」するでこの二つのみである。

場所（固着域）に歪が蓄積される。この歪が限界

上記の二例以外にも、過去に南海トラフ沿いでに達したときに、２つのプレート間が急速にずれ大地震が繰り返し発生していたことが指摘されて動く。そして、ずれ動く際にプレート間の「断層」いる [3]。これらの多くは七世紀末以降に日本に残から地震波が放出される。この固着域の広がりがされた文字記録に基づき推定された。さらに、大100キロメートルを超える場合、マグニチュード地震に伴う津波で海から陸上に運ばれた堆積物８を超える「大地震」となる。例えば、1944年昭（津波堆積物）[4] や遺跡に残る噴砂や砂脈などの和東南海地震、1946年昭和南海地震などが、南海液状化の跡など [5] からも過去の南海トラフ沿いトラフ沿いで発生した過去の大地震である。なお、の大地震の活動の証拠が示されている。文書記録

マグニチュード７以上の地震を学術用語で「大地から推定された最古の南海トラフ沿いの大地震は震」と称するのに対して、「巨大地震」という単684 年白鳳南海地震で、昭和東南海、昭和南海地語は学術用語ではない。一方、現在では「巨大地震の両方の震源域が同時にずれ動いた地震と考え震」という言葉がメディア等で頻繁に利用されてられている。

いる。従って、ここではマグニチュード８を超え昭和東南海・南海地震のように時間差を持ってる大地震に対して「巨大地震」という術語を用いずれ動くケースを「半割れ」、白鵬南海地震のよることとする。

うに東西が同時にずれ動くケースを「全割れ」と1944年昭和東南海地震と1946年昭和南海地震のして分類すると、これまでに確認されている９つ二つの巨大地震は、近代的な地震計でその地震動の事例のうち、４つの事例が「半割れ」に相当すを捉えることのできた地震で、観測波形から地震る（図２）。それらいずれも東側が最初にずれ動き、発生時にプレート間で大きくずれ動いた領域（震その32時間から二年二ヶ月の遅れを伴い西側がず№155 2024（冬季）－5－図１. 1944年東南海地震と1946年南海地震の主な震源域．それぞれで得られた地震時のプレート間での最大すべり量（1944年東南海地震の4.4メートル[1] 及び1946年南海地震の5.1メートル[2]）の半分のすべり量が推定された領域を主な震源域として示した。緑色とオレンジ色の星印は，それぞれ1994年東南海地震と1946年南海地震の震源（破壊の開始点）を示す．陸側のプレートに対するフィリピン海プレートの沈み込み方向と速度を矢印で示す．A, B, C,D 及び E で示された矩形は，図２で示される東海 (E)，東南海（C, D）及び南海 (A, B) の大地震発生域を示す．

684年 白鵬地震

地震間の経過年数

図１に示される領域

年
ᵟᵠ

ᵡ

ᵢᵣ
203年

887年 五畿七道地震

ᵟᵠ

ᵡ

ᵢᵣ
100年？

10世紀

ᵠ100年？

1096年 永長地震
1099年 康和地震

ᵡᵟᵢ

ᵠ2年2ヶ月
150年？

13世紀

ᵠ

ᵡ

ᵢᵣ
100年？

1361年 康安地震
1361年 康安地震

ᵡᵟ

ᵢ

ᵠ2日
137年

1498年 明応地震

ᵟᵠ

ᵡ

ᵢ

1605年 慶長地震

ᵟᵠ

ᵡ

ᵢ

1707年 宝永地震

ᵟᵠᵡᵢᵣ
107年
102年ᵣ
147年

1854年 安政東海地震
1854年 安政南海地震

ᵡᵟᵢᵣ

ᵠ

32時間
90年

1944年 昭和東南海地震
1946年 昭和南海地震

ᵡᵟ

ᵠᵢ
2年

文字記録

津波堆積物及び地震考古学的証拠

図２. 過去の東海・東南海・南海地震（小山2008[3] を参考に作成）．A, B, C, D 及び E は図１に矩形で示された領域に対応する．

－6－

消防防災の科学

れ動いた。文書記録から推定された９つの事例の相次いだため、深さ30-35km、摂氏350から450度

他にも、考古遺跡に残された地震痕から10世紀との温度でのみスロー地震が発生すると考えられた。

13世紀にも南海トラフ沿いの大地震が指摘されてその後、深さ15km 以浅、摂氏100度から150度のいる [8]。従って、約130年間隔で南海トラフの東低温領域で発生するスロー地震の報告が、南海ト西が同時、または東西の半分がそれぞれ時間差でラフ沿いや房総沖、日本海溝、ニュージーランドずれ動く大地震が高い確度で言える「南海トラフなどで続いた。結果、スロー地震の発生条件は温沿いの巨大地震の地震像」である。

度—圧力条件のみに依らず、他の要因による影響も受けながら発生するものと考えられるようになった。

２. スロー地震とはスロー地震の発生メカニズムやその発生条件は、南海トラフ沈み込み帯は世界で初めて「スロー現在でもはっきりと分かっていない。これはス地震」が発見された地域の一つであり、これまでロー地震発生域と非発生域を区別するのに十分なに多くのスロー地震に関する最先端の研究が行わ分解能でスロー地震の震源や地下構造が理解されれてきた。スロー地震は通常の地震よりも、断層ていないこと、断層上の摩擦特性やレオロジーに上のずれ動きの速度（すべり速度）が小さい。通

関する情報が不足していることが主たる理由であ常の地震のすべり速度は、規模の大きさに依らずる。

１メートル毎秒程度であるのに対して、スロー地

これまでの多くの研究から、断層周辺の流体が震はプレートの平均収束速度の数倍の大きさの数

スロー地震の発生に大きな影響を与えている可能

ナノメートル毎秒から数マイクロメートル毎秒で性が指摘された。流体が断層に多分に供給され、断層がずれ動く。スロー地震では断層から放出さその流路が制限される場合、断層上の流体圧が増れる地震波は極めて微弱であり、我々がその揺れ加し、結果として断層の見かけの強度が低下する。

を感じることはない。スロー地震はその規模やす

この時、断層がスロー地震を発生させる条件の一べりの継続時間に応じていくつかの種類に分類さつを満たすと考えられている。プレート間への流れる。例えば、マグニチュード１-２相当で0.5秒

体の供給源は、海洋性の未固結堆積物の圧密によ程度のずれ動きの場合、テクトニック微動（まる間隙水の脱水や、沈み込むプレートに含まれるたは低周波地震）、３-４程度で100秒程度では超含水鉱物からの脱水反応が考えられている。

低周波地震、４-８程度で数時間から数ヶ月程度、近年、スロー地震の震源域周辺が高間隙圧下にもしくはそれ以上すべりが継続するものはスローあることが指摘され、断層近傍の流体の移動がススリップと呼ばれる。

ロー地震の発生と関連している可能性も示され地震研究の進展は観測機器や観測網の発展ととた [6]。また、沈み込むプレートの上盤側の透水性もに歩む。特に20世紀末から高度で密度の高い地が地域で異なることで、プレート間で発生するス震・測地観測網が整備され、それまで未知の現象ロー地震の活動様式が変化する可能性も示されであったスロー地震が観測されるようになった。

た [7]。

日本の場合、1995年の兵庫県南部地震の後、防災科学技術研究所により高感度地震観測網「Hi-net」

３．スロー地震と巨大地震の相互作用が整備された。それ以降、特に西南日本でスロー地震に関する報告が相次いだ。2000年代初頭は、地球潮汐や遠地の大地震により生じる地下の応大地震発生域の深部延長部のスロー地震の報告が力の変化がスロー地震の震源域に作用する際、ス№155 2024（冬季）－7－ロー地震活動が活発化することがある。実際、地記録の解析からスロー地震が東北地方太平洋沖地球潮汐による応力変化とスロー地震の活動度の時震を誘発した可能性が指摘された [12]。

間変化には高い相関が見られる。潮汐による地下

スロー地震によるプレート間の大地震の誘発現の応力擾乱がスロー地震を「誘発」している可能

象は次のように説明できる（図３）。（１）通常の性がこれまでの多くの研究から示された。また、地震の震源域となる固着域の周りでスロー地震がスロー地震域の周囲で大地震が発生することによ発生する。その際、周囲で発生するスロー地震のり生じる応力擾乱でもスロー地震は誘発される。

プレート間すべりから、固着域が「すべり遅れる」

いくつかの沈み込み帯のスロー地震域は巨大地と固着域に歪が蓄積される。この時、固着域への震発生域の周辺に分布する。このため、スロー地歪の蓄積速度は、通常のプレート沈み込みのみで震と巨大地震との関連を調べた研究もこれまでに生じる場合と比して数倍から数千倍程度大きい。

実施されている。例えば、アメリカ・カナダの西（２）スロー地震が発生している間に固着域の歪海岸に位置するカスケード沈み込み帯では、巨大が限界値に達しない場合、大地震は誘発されない。

地震の発生確率に対してスロー地震が及ぼす影響（３）スロー地震の間に固着域の歪が限界に達しが評価された。結果として、スロー地震が発生した場合、地震がスロー地震により「誘発」される。ている期間では巨大地震の発生確率が通常の期間

ここではメキシコで観測されたスロー地震と大と比較して30～100倍程度高くなる [8]。

地震の連鎖発生の事例を紹介する（図４）[13]。メ

実際、メキシコなどでは、大地震の発生直前にキシコでは、2017年９月８日にチアパス州テワンその震源域周辺でスロー地震の発生が確認されてテペック湾でマグニチュード8.2の地震（テワンいる。2011年の東北地方太平洋沖地震では、本震テペック地震）、同年９月19日にはメキシコシティ発生の約１ヶ月前から本震の震源周囲でスロー地付近でマグニチュード7.1のプエブラ地震、そし[10,11]て2018年２月16日にはオアハカ州沿岸部でマグニ震の活動が確認された。海底を含む地殻変動

図３．大地震の固着域に蓄積される歪の時間変化とスロー地震によるプレート間の大地震の誘発現象－8－

消防防災の科学図４．2017年から2018年にメキシコで発生した３つの大地震とスロー地震．３つの大地震の震央を星印，その間に観測されたスロー地震域を灰色の領域で示す．

チュード7.2のピノテパ地震が発生した。先の２現象として今後確認されれば、日本周辺でいくつつは、プレート間地震ではなく、沈み込むプレーか大きな地震が続いた際に物理的背景が曖昧模糊

トの内部で発生する「プレート内地震」であり、な状態で使用される「日本列島全体が地震の活動３つ目の地震のみがプレート間地震である。それ期に入った」といった表現にも、物理的な意味をぞれ数百キロ離れた３つの大地震はそれら周辺で見出せるかもしれない。

発生するスロー地震との相互作用の結果として連鎖的に生じた。まず、2017年９月８日に発生した

４．南海トラフ沿いの巨大地震とスロー地震の関係

テワンテペック地震によりプレート間の摩擦特性が変化し、周期的に発生しているスロー地震の発生サイクルを乱してスロー地震の活動を活発化さ

南海トラフでは、巨大地震発生域の深部側（北せた。次に、活発化したスロー地震が９月19日の側）と浅部側（南側）でスロー地震が数ヶ月からプエブラ地震を誘発した。さらに、プエブラ地震数年間隔で発生する [14]。通常、スロー地震の発によってスロー地震が誘発され、このスロー地震生域ではプレートの沈み込みに伴い蓄積される歪が2018年２月16日のピノテパ地震を誘発した。の多くがスロー地震により解消される。このため、このように地理的に離れた地域で発生する時間

大地震時には大きくずれ動くことはなく、普段は的に近接した複数の大地震の発生は、「大地震に大地震の震源域となりにくい。つまり、大地震とよるスロー地震の誘発」と「スロー地震による大スロー地震の震源域は通常は一致しないと考えて地震の誘発」の相互作用、すなわちスロー地震を良い。ただし、それほど多くはないが、2011年東介する大地震の連鎖現象として解釈できる。ス

北地方太平洋沖地震のようにスロー地震域と巨大ロー地震を介する地震の連鎖現象がより一般的な地震域が重複する事例もある。この場合、スロー№155 2024（冬季）－9－地震から通常の地震の発生域に切り替わる何らか域には南海トラフ沿いのスロー地震の発生域も含の条件を考えなければならない。

まれる。つまり、想定されるマグニチュード９ク「スロー」から通常の地震に、プレート間のずラスの地震時には、これらのスロー地震域が巨大れ動きのモードが切り替わる条件の一つとして，地震の震源域として同時にずれ動く必要がある。

スロー地震の発生そのものが寄与している可能性

これは先に述べたスロー地震発生域が大地震のすがある [15]（図５）。東北地方太平洋沖地震の断層べり域に変化する場合である。この時、マグニから海底掘削により取得された物質を用いた摩擦チュード９クラスの地震の発生条件として想定震実験で、事前にスロー地震が発生している条件下源域内の全てのスロー地震が同時に発生しているにおいて、「スロー」から通常の地震へのモード条件を考えなければならない。一方、これまでにの切り替えが確認された [15]。スロー地震そのも領域内に含まれる深部と浅部のスロー地震域全てのがスロー地震域を大地震の震源域へと変化させが同時に活動していた観測事例は無い。すなわち、

る、つまり、大地震時の断層のずれ動きを促進さ想定震源域内のスロー地震が同時に発生する確率せる作用（促進作用）が提案された。これは、前は極めて低いと考えた方が良い。

節で述べた２つの離れたスロー地震域と大地震域スロー地震が、その領域を大地震域に変化させの間に働く「誘発」作用とは別なものである。

る「促進作用」仮説が成り立つ場合、マグニチュー

現在、内閣府は南海トラフ沿いで想定される巨

ド９クラスの地震が発生する確率はゼロではない

大地震として、マグニチュード９クラスの地震をが、極低頻度の現象と考えて良い。従って、確度その候補の一つとして考えている。ここでは、南の高い南海トラフ沿いの巨大地震の地震像として、海トラフに沿って、プレートの沈み込みが始まる

従来のマグニチュード８クラスの地震（中央防災

海底から深部のスロー地震が発生する領域までを会議により2003年に示されたもの）を想定すべき想定震源域とする（図６）。特に、この想定震源である。地域の最大規模の地震を念頭に置くこと

図５．スロー地震によるプレート間のずれ動きのモードの切り替え：「促進作用」仮説 [15]－10－

消防防災の科学図６．マグニチュード９クラスの巨大地震の想定震源域と深部と浅部のスロー地震域．中央防災会議が2003年に発表したマグニチュード８クラスの巨大地震の想定震源域を併せて示す．深部と浅部のスロー地震域は Takemura etal.(2023[14] に基づく．

は重要であるが、将来の発生が高い確率で見込まこと、その上でより現実的なマグニチュード８クれる地震を想定すべきだ。そして、その地震動とラスの地震を想定した備えの重要性を指摘した。

津波による被害を精査し、現実的な防災・減災対策を講ずることが先ずは重要だろう。

５．まとめ
本稿では南海トラフ沿いの巨大地震像について、1944年昭和東南海地震や1946年昭和南海地震や過去の歴史地震などの例から指摘した。南海トラフなどで見つかっているスロー地震は通常の地震とは異なり、断層のずれ動きの速度が極めて小さい地震である。スロー地震の発生条件はまだ十分に解明されていないが、流体の存在がその発生に寄与している可能性を述べた。また、巨大地震とスロー地震の相互作用と、それらが連鎖的に発生した事例を紹介した。特にメキシコや東北地方太平洋沖地震の事例を紹介しつつ、スロー地震による大地震の誘発、または大地震によるスロー地震の誘発現象を解説した。最後に、現在のスロー地震の理解に基づき、南海トラフ沿いではマグニ
チュード９クラスの地震の発生確率が極めて低い№155 2024（冬季）【参考文献】
1. Kikuchi M., Nakamura M., Yoshikawa K.: Source
rupture processes of the 1944 Tonankai earthquake
and the 1945 Mikawa earthquake derived fromlow-gain seismograms. Earth Planets Space. 2003;
55:159–172.
2. Murotani S., Shimazaki K., Koketsu K.: Rupture
process of the 1946 Nankai earthquake estimatedusing seismic waveforms and geodetic data. Journalof Geophysical Research: Solid Earth. 2015;120:5677-5692.
3. 小山真人：里村幹夫編．地震防災．東海地震はどんな地震か？．1版．東京：学術図書出版 ;2008, p．27–44.
4. 熊谷博之 : 浜名湖周辺での東海沖の大地震に伴う津波堆積物の調査．地学雑誌 , 1999;108:424–432.
5. 寒川旭：地震考古学 遺跡が語る地震の歴史．４
版．東京：中央公論社 ; 1995.
6. Nakajima, J., Uchida, N. : Repeated drainage frommegathrusts during episodic slow slip. Nature
Geoscience. 2003, 11(5): 351-356.
7. S a w a k i , Y . , I t o , Y . , O h t a , K . , S h i b u t a n i ,T., Iwata, T. : Seismological Structures on－11－Bimodal Distribution of Deep Tectonic Tremor.
Geophysical Research Letters.2021, 48(8):doi:10.1029/2020gl092183
8. Mazzotti, S., Adams, J.: Variability of NearTerm Probability for the Next Great Earthquakeon the Cascadia Subduction Zone Bulletin of theSeismological Society of America. 2004, 94(5):1954–1959
9. Ozawa, S., Miyazaki, S., Hatanaka, Y., Imakiire,T., Kaidzu, M., Murakami, M.: Characteristic
silent earthquakes in the eastern part of the Boso
peninsula, Central Japan. Geophysical Research
Letters. 2003, 30(6): doi:10.1029/2002gl016665
10. Kato, A., Obara, K., Igarashi, T., Tsuruoka, H.,Nakagawa, S., & Hirata, N.: Propagation of slow
slip leading up to the 2011 M(w) 9.0 Tohoku-Okiearthquake. Science. 2012, 335(6069):705-708.
11. Ito, Y., Hino, R., Suzuki, S., Kaneda, Y.: Episodic
tremor and slip near the Japan Trench prior tothe 2011 Tohoku-Oki earthquake. GeophysicalResearch Letters. 2015,42:1725–1731.
12. Ito, Y., Hino, R., Kido, M., Fujimoto, H., Osada,Y., Inazu, D., Ohta, Y., Iinuma, T., Ohzono, M.,Miura, S., Mishina, M., Suzuki, K., Tsuji, T.,Ashi, J.: Episodic slow slip events in the Japansubduction zone before the 2011 Tohoku-Oki
earthquake. Tectonophysics. 2013, 600:14-26.
13. Cruz-Atienza, V. M., Tago, J., Villafuerte, C.,
Wei, M., Garza-Giron, R., Dominguez, L. A.,
Kostoglodov, V., Nishimura, T., Franco S.I.,
Real, J.,Santoyo, M. A. Ito, Y., Kazachkina,
E.: Short-term interaction between silent anddevastating earthquakes in Mexico. Nature
Communications.2021, 12(1):2171.
14. Takemura, S., Hamada, Y., Okuda, H., Okada, Y.,
Okubo, K., Akuhara, T.,Noda, A., Tonegawa, T.
: A review of shallow slow earthquakes along theNankai Trough. Earth, Planets and Space. 2023,
75(1): doi:10.1186/s40623-023-01920-6.
15. Ito, Y., Ikari, M. J., Ujiie, K., Kopf, A. J.:
Coseismic slip propagation on the Tohoku plateboundary fault facilitated by slip-dependent
weakening during slow fault slip. GeophysicalResearch Letters. 2017, 44:8749-8756.

－12－

消防防災の科学