S-1
東北を揺らした活断層	 小松原琢(産業技術総合研究所地質情報研究部門)	
 Active	 Faults	
 Shaking	
 Tohoku	
 District,	
 Japan	 Taku	
 Komatsubara(Geological	
 Survey	 of	
 Japan,	 AIST)	
 	 	
  1.は じ め に 	 	  東北地方は，島弧と直交方向に海洋プレートが沈み込む，典型的な沈み込み帯に位置しておりプレート運動に伴う地殻変動について知る上で大変重要な場です．東北地方には島弧の伸びとほぼ平行して南北走向の活断層が数十本認められており，それらは 2011 年東北地方太平洋沖地震のようなプレート境界の断層とは異なって超巨大な地震を引き起こすことはありませんが，陸の直下に震源が位置するため，しばしばカタストロフィックな自然災害を引き起こします．2008 年岩手・宮城内陸地震に伴って巨大な地すべり(荒砥沢地すべり)が発生したことは，私たちの記憶に新しい出来事です．もし，この地すべりの下に集落があったなら(あるいは集落の近くで同じような地すべりが発生していたなら)と思うと，背筋に冷たいものが走ります．東北地方の活断層やそれらが引き起こす地震の特徴について紹介してみます．	
 	 	
  2.東 北 地 方 の 活 断 層 が 造 り だ す 地 形 	 	
  活断層といえば 1995 年の兵庫県南部地震(阪神大地震)時の淡路島の断層(野島断層)のよ
うに地表をスパッと直線状に断ち切る鮮明な「地震断層」を作り出すものと想起される方が多いでしょう．しかし，東北地方の活断層の中には，このようなステレオタイプ的な鮮明な活断層地形を造らないものが少なくありません．特に日本海沿岸の活断層では地表面がスパ
ッと切れているどころか，幅 1km 以上にわたってダラリと撓んだ地形(撓曲地形)を示すものが多いです．	
 	  このように東北地方の活断層が幅広い変形帯をもつダラッとした地形を作っていることには，理由があります．東北地方は阿武隈山地や北上山地，秋田県太平山など一部の地域を除
いて約 1000 万年前には深い海の底に沈んでおり，そこに固い基盤岩を覆って軟らかな堆積層
が厚く堆積しました．その結果，東北地方の広い範囲にわたって硬い材料で作られたベッドを軟らかな布団が覆うような地質条件が成立したのです．こうした地質条件のため，硬い岩盤を直接切った時にできるスパッとした変位地形ができにくく，ダラッとした撓曲あるいは背斜と呼ばれる幅広い変位地形が生じやすくなったのです．第 1 図に東北地方でも活動度の高い活断層に直交する方向の変位地形(中位段丘面の断面形態)を，西日本の代表的な逆断層である上町断層と共に示しますが，東北地方の活断層の地形の特徴を感じていただければ幸4

いです．	 	  実は幅広い変形帯をもつ活断層は，その動きを地表からの地質調査で解明しにくいという問題点をもっています．スパッと切れた断層ならば，地表が切られた地点(すなわち断層線)を決めることが容易なうえ，そこを重機で掘り出すことによって断層が活動した時代やそのときの変位量を決めることができます．このような重機で断層を掘り出して断層活動の時代や量を決める調査は「トレンチ調査」と呼ばれて広く断層活動性予測に用いられています．
しかし，幅広い変形帯をもつ撓曲や背斜ではそのような調査が簡単にはできません．そのため，東北地方の活断層の中には，長期評価(地質学的にみて近い将来に地震を引き起こす危険性)が十分確かに行われていないものが少なくないです．	
 

	
 
	
 
	
  3.東 北 地 方 の 歴 史 地 震 	 	  しかし，私たちはいろいろな手段でもって，危険性や過去の地震の実体を知ることに努めています．その 1 つの手法は歴史記録による活断層の活動復元です．	
 	
  東北地方には，古くは平安時代から，詳しい記録は江戸時代から，多くの歴史地震に関する記録が残されています．	
 	
  活断層が引き起こした東北地方の歴史地震では，土地の隆起・沈降に関する記録が数多く残されています．たとえば 1611 年(慶長 16 年)の会津地方の地震では，地震後に大川(阿賀川)が堰き止められて，会津盆地西部に広い湖が形成されました．この現象は，会津盆地西縁断層帯が活動したことによって大川の下流側が隆起し，ダムのように川の水をせき止めたことを示すと考えられます．周辺地域の被害の様子や山地での崩壊発生場所からも，この地震が会津盆地西縁断層帯の活動によるものであることが支持されています．	
 5	  また，1804 年(文化元年)の象潟地震では松尾芭蕉ほか多くの文人墨客が愛した象潟の湖が隆起によって干上がり，現在では陸地(水田)になってしまいました．この地震による象潟の地形変化は，その後詳しく調査され，最大 2m 程度隆起したことが明らかにされています．この地震は地殻変動の様子から象潟沿岸の海底活断層が起こした可能性が高いと考えられていますが，沿岸域の海底地質の調査はこれまで良い調査機器がなく，最近まで良くわかっていませんでした．	
 	  このような土地の隆起沈降は，東北地方の主要な活断層(福島県の双葉断層など少数を除く)が逆断層と呼ばれる上下方向に土地の食い違いを生じさせるタイプの動きを行うことによります．このような活断層の性質を基に，歴史記録に見られる断層による堰き止めや隆起の証拠を山地崩壊や被害分布とともに，活断層の動きと結び付けて地質時代の活断層の活動を復元する試みが東北地方各地の活断層で行われています．それにより江戸時代以降 10 以上の地震について地震を引き起こした活断層(起震断層)が明らかにされています．	
 	 	
  4.歴 史 地 震 に み る 地 震 の 続 発 性 	 	  ところで，歴史地震の話のついでに海域の地震を含む東北地方全体の地震の発生傾向を年代別・緯度別に見てみます．	
 	
  第 2 図は東北地方周辺(太平洋・日本海を含む)におけるマグニチュード 6.5 以上の江戸時
代以降の地震の発生年とその緯度およびマグニチュードを図示したものです．東北地方では
17 世紀前半までは諸藩の改易が多く江戸時代といえども未発見の大地震が残されている可能性があることや，沖合の地震の完全な記録は明治後半以降の近代的地震観測が行われる時代に限られることなど，図を読み解くにあたっては注意が必要です．それでも大地震が集中する時代と，反対に静穏な時代が区別できることが読み取られるのではないでしょうか．	
 海溝型の巨大地震ではマグニチュード 7 近い余震が生じることもあるので，本震の後に余震が起きている例は無視できませんが，たとえば 1894 年から 1901 年に至る 8 年間には 10 回もマグニチュード 6.5 以上の地震が生じています．その震央位置も青森県から宮城県に至り，この時代の最大の海溝型地震である 1986 年明治三陸地震津波(震央は岩手県沖，マグニチュード 8	 1/4)の余震として，この地震の分布を説明することはできません．さらに 1894 年明治庄内地震(マグニチュード 7.0)は明治三陸地震津波に先だって発生しています．	
 実は太平洋側(日本海溝)の巨大海溝型地震に先だって東北地方の陸域で大地震が発生する
例は，1611 年の会津地方の地震(西暦 9 月 27 日；マグニチュード 6.9)と同年 12 月 12 月 2 日の三陸〜北海道沖の津波地震(マグニチュード 8.1 か？)，そして 2008 年岩手・宮城内陸地震と 2011 年東北地方太平洋沖地震の例があり，決して特殊と言えません．	
 いずれにしても東北地方の地震には続発性があること，その時代は関東地方以西の地震多発期とは必ずしも一致しないこと，という特徴があると言えます．東北地方の活断層については，まだまだ不明の点が残されています．しかし，3.11 災害後の私たちは日常的に地震防災について考えなければならない時代の中にいることは確かです．そのために，活断層や歴6史地震に向かい合う知恵をもつこと，それに活かしうる情報を提供することが自分たちの責務だと思います．	
 

	
 

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S-2

東北地方の主要活断層から発生する大地震の長期予測	 粟田泰夫（産業技術総合研究所	
 活断層・火山研究部門）	
 Long-term evaluation of the earthquakes from major active faults innortheast Honshu, Japan
Yasuo Awata	
 １．はじめに	 	  超巨大地震となった 2011 年東北地方太平洋沖地震（M9.0）は，巨大津波によって東北地方太平洋沿岸の広い地域に甚大な被害をもたらした．一方，内陸の地殻内で散発する M7 クラスの大地震は，震源近傍の相対的に狭い地域に対して強い地震動による大被害をもたらしてきた．ここでは，東北地方（上越地方を除く新潟県を含む）とその日本海沿岸海域の地殻内に分布する主な活断層について，大地震の発生予測をする上で基礎となる平均的な古地震活動の特徴について概観するとともに，プレート間の超巨大地震が内陸大地震の発生に及ぼす中・長期的な影響について考察する．
２．長期的にみた活断層の規模と活動性の特徴	
 	
  ユーラシアプレートの東縁に位置する東北本州弧の地震テクトニクスは，東からの太平洋プレートの沈み込みに強く支配されている．両プレートの沈み込み境界である
日本海溝から約 200km 西方までの地殻は，プレート間の巨大地震の発生に伴って歪みが開放されてきており，北上山地および阿武隈高地を含めて活断層はわずかしか分布
しない．これより西側の東北地方の内帯には，奥羽山地・出羽丘陵などの数 10km の間隔をおいて南北に連なる地形的高まりが並走しており，その翼部には逆断層性の活断層が発達している．
	  東北本州弧内帯の逆断層は，地質学的には約 3 百万年前の鮮新世末頃から始まった
顕著な東西性の圧縮応力場で形成されており，その活動性は背弧側の日本海沿岸地域
で高く，そこでは外帯近傍に比べて活動の開始時期が早く，累積変位量も大きい（粟田，1988）．さらに，後期更新世以降における活断層にも同様の特徴が引き継がれている（粟田，2002）．
	  吉岡ほか（2005）の活断層データに基づけば，大地震を発生させる基本単元である
活動セグメントで見た場合，個々の活断層の長さは 30km 程度以下とく，地震発生層の厚さの 2 倍程度に止まるものが多い（図 1）．また，１回の活動に伴う断層の変位量（単位変位量）は，実移動にして 5-6m 程度以下である．これらのセグメントの長さ
や単位変位量には，地域による明瞭な違いは認められない．一方，断層の活動性には，
外帯側から背後側にかけて増大する傾向が認められる．長期的な平均変位速度は外帯近傍では 1m/千年以下であるが，背弧側の日本海沿岸では最大 3-6m/千年程度まで大きくなる（図 2）．この変位速度の変化に呼応して，断層活動の再来間隔は外帯近傍では数千-2 万年程度と長く，日本海沿岸地域では 1-5 千年程度と短い．
	  以上のように，東北地方の主要な活断層では，長さおよび単位変位量で示される断8層規模は地域による差が比較的に小さく，再来間隔の長さが平均変位速度の大きさに反比例していることになる．大局的には，断層活動の規模は地震発生層の厚さに，また，活動性は地殻の長期的な歪み速度に関係していると考えられる．
３．先史・歴史時代の大地震にみる断層活動の連鎖	
 	
  歴史地震の発生状況（宇佐美ほか，2013）を地域的・中期的にさらに詳しく見ると，南北に連なる逆断層系に沿って大地震が連鎖的に発生している例が多く認められる．
	  最も顕著な例は，日本海沖約 100km の奥尻海嶺とその南延長部で発生したもので，1964 年男鹿半島沖（M6.9），1983 年日本海中部（M7.7），同最大余震（M7.1）および 1993 年北海道南西沖地震（1993）の大地震群によって合計 10 セグメントがわずか30 年の間に連続して破壊した．その南方海域から新潟平野にかけては，1828 年越後三条（M6.9），1833 年庄内沖（M7.5），1939 年男鹿（M6.8, 6.7）および 1964 年新潟地震（M7.5）が発生した．また，青森県から山形県に至る日本海の沿岸では，出羽丘陵の西縁に発達する北由利衝上断層系などに沿って，1694 年能代（M7.0）,1704 年能代（M7.25），1766 年津軽（M7.25），1793 年西津軽（M7.0），1804 年象潟（M7.0）
1810 年男鹿（M6.5），および 1894 年庄内地震（M7.0）が発生した．後の 2 事例では，連鎖的な活動が約 130-200 年をかけて発生しているが，それに要した期間は古地震学的に解明された個々のセグメントの再来間隔である 1-2 千年程度と比べてごく短い．
	  断層活動の再来間隔がより長い奥羽山脈の周辺では，断層活動の連鎖性は必ずしも明瞭でない．しかし，北上低地西縁断層帯の花巻セグメントや，長町−利府線断層帯から福島盆地西縁断層帯の幾つかのセグメントが弥生時代以降-有史以前に活動している．この活動の期間も，個々のセグメントの再来期間である 3-5 千年程度以上と比べて短いことが注目される．さらに，北上低地西縁断層帯と長町−利府線断層帯の間では，
1900 年から 2003 年にかけて宮城県北部で M6.4-7.0 の地震が 3 つ発生している．
４．プレート間超巨大地震の前後における地殻内大地震の発生頻度	 	  ここでは，東北本州弧内帯における地殻内大地震の発生頻度について，歴史資料の欠損が少ないと考えられる 17 世紀以降について検討する．ただし，大地震の中でも，M7.5 程度以上の地震では複数の活動セグメントが連動して破壊していることから，セグメント単位の活動頻度に着目する．
	  少なくとも東北地方の内陸部では，広域的には，過去約 400 年間に一定の頻度でセグメントが破壊して大地震が発生してきたとみることができる（図 3）.一方，日本海沖合では，19-20 世紀に顕著な大地震群の活動が記録されており，海陸を合わせた東北地方全体でもセグメントの破壊頻度が 19 世紀以後に活発になったように見られる．
古地震学的な調査によって活動間隔が解明されている東北地方の 55 セグメントのうち，1611 年以降の約 400 年間に大地震に伴って破壊したのは 10 セグメントである．
この数は，55 セグメントの長期的な活動間隔から予測される破壊の頻度と比べて 2 倍程度大きい．これに対して，中部地方以西の西南日本に分布する活断層では，1586 年
天正地震および 1596 年慶長伏見地震の特異な連鎖的大地震を含めても，最近約 400 年間に破壊したセグメントの数は古地震学的に推定される長期的な平均値と大きな違い

9はない．したがって，東北地方においては，最近約 400 年間の地震活動は長期的な平均よりも活発であり，とくに 19 世紀以降は頻度がさらに増大していた可能性がある．
	  2011 年東北地方太平洋沖は，島弧地殻の応力状態に大きな変化をもたらし，それ以前の数百年間とは大きく異なる地震活動を引き起こしている（Toda	
 et	
 al.,	 2011）．
最も顕著な活動は阿武隈高地の南東部に認められ，そこでは多発するようになった正断層性の地震群の中で 2011 年福島県浜通りの地震（M7.0）が発生した．一方で，東北地方の主要な逆断層性の活断層では応力変化によって大地震発生の可能性が低下したとされる（Toda	
 et	
 al.,	 2011）．2011 年に急変した地殻内地震の発生様式は，3 年半が経過した時点でもその性質においては大きく変化していないように見られる．	
 	  仙台平野に遡上する巨大津波の履歴からは，2011 年のような超巨大地震が 1000 年程度の間隔で繰り返し発生してきたと推定されている（たとえば，松本ほか，2013）.
一つ前の巨大地震とされる 869 年貞観地震の際には，その直前の 830 年に秋田付近，
850 年に庄内沿岸の日本海で M7 クラスの大地震が発生している（宇佐美ほか，2013）．
また，約 2 千年前の紀元前 1 世紀頃にも仙台平野に巨大津波が押し寄せたことが推定されており（松本ほか，2013），同時期には外帯に位置する双葉断層の原町セグメントが活動している．2011 年の超巨大地震の直後には，応力変化によって双葉断層では大地震の発生確率が高くなる作用があったとされており（Toda	
 et	
 al.,	 2011），弥生時
代の超巨大地震に伴って同様の現象が生じた可能性がある．	
 	
  以上のことから，東北地方では，1000 年程度の間隔で発生するプレート間の超巨大地震に影響を受けて島弧地殻内の大地震の発生頻度が周期的に変化し,超巨大地震の前には多くの逆断層性の活断層の活動確率が高まり，その直後には確率が低下している可能性を指摘できる．今後の地震活動の推移を注意深く見守るとともに，中・長期的な古地震履歴の解明を一層進める必要がある．	
 
	
 
引用文献	
 
粟田泰夫（1988）月刊地球，vol.10，p.587-591．	
 
粟田泰夫（2002）日本海東縁の活断層と地震テクトニクス，東京大学出版会，p.122-132．	
 松本秀明ほか（2013）人間情報研究，vol.18，p.79-94．	
 
Toda	
 et	
 al.（2011）Earth	
 Planets	
 Space,	 vol.	 63,	 p.725-730．	
 宇佐美龍夫ほか（2013）日本被害地震総覧 599-2012．東京大学出版会，724pp．	
 吉岡敏和ほか（2005）構造図 14，産業技術総合研究所地質調査総合センター，127pp．	
 
	
 

	
 

10

	
 

	
 

	
 

	
 

図 1	
 東北本州弧内帯における活動セグメ

図 2	
 東北地本州弧内帯における活動セグ

ントの規模分布	 メントの活動性分布	
 
	
 
	
 

	
 
図 3	
 東北本州弧内帯において 17 世紀以降に発生した地殻内地震と	 プレート境界地震の関係	
 

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S-3
東北地方太平洋沖地震後の内陸地震，活断層への影響
遠田晋次（東北大学災害科学国際研究所）
Seismicity responses and influences on inland active faults due to the2011 Tohoku-oki Earthquake
Shinji Toda (IRIDeS, Tohoku University)	
 	
 本発表では東北地方太平洋沖地震（以下，東北沖地震）によって変化した内陸地震活動を振り返り，そのメカニズムと今後の活断層への影響を議論する．
１．東北地方太平洋沖地震による地震活動の変化
東北沖地震を引き起こした断層の破壊域は長さ約 500 km，幅 200 km におよび，震央付近では最大変位量が約 50m と推定されている（Simons et al., 2011）．これに伴い，陸上では牡鹿半島が 5.3 m 東南東に移動し，東北日本弧は東西圧縮場から顕著な東西引張場に変わった（Ozawa et al, 2011）．このような大規模な地殻変動によって，東北地方では地震発生場とメカニズムが劇的に変化した（図１）．震災前まで地震活動が低調であった地
域で急に活発になり，逆に地震活動が活発だった地域で低下した．活発化した地域は，秋田県南部，秋田沖，山形県月山周辺，福島県磐梯山周辺，日光男体山・白根山周辺，長野
県北部，福島県・茨城県県境付近，銚子周辺，飛騨山脈などで，逆に，本震によって地震活動が著しく低下した地域は，秋田県中部，岩手宮城内陸地震の余震域，猪苗代湖の湖南地域，新潟県中越地震余震域などである（例えば，鈴木・遠田，2013）．これらは，これまで東西圧縮にともなう逆断層型の地震を多発してきた地域である．
２．静的クーロン応力変化による事後予測
このような地震活動度の劇的な変化は，主として東北沖地震による静的クーロン応力変化（Coulomb stress change，ΔCFS）によって説明できる（Okada et al., 2011; Toda etal., 2011）．クーロン応力とは，断層面にかかる剪断応力と，法線応力（ここでは断層面から離れる向きを正にとる）に摩擦係数をかけた値の総和である．剪断応力が増加するか，
法線応力，すなわち断層を押さえつける圧力が小さくなれば，クーロン応力は増加し，断層は動きやすくなる．ΔCFS は断層の震源からの相対距離・断層幾何・すべりの向きによって大きく異なる．直感的に理解できることであるが，東北沖地震によって内陸の東西圧縮場が大きく緩和される．このため，東北沖地震後には大半の逆断層型の活断層は負のΔ
CFS となり，動きが大きく抑制されたと考えられる（図２）．ただし，左横ずれ断層とされている双葉断層は例外で，5 bar 程度の CFS が加わったと推定される．また，糸魚川­静12

岡構造線（糸静線）など，中部地域の北西­南東方向の横ずれ断層にも最大 0.5 bar 程度
CFS が加わった．一般に，地震活動に影響を及ぼすΔCFS の絶対量は 0.1 bar 程度とされているので（Stein, 1999），東北沖地震による影響は中部地方〜北海道南部まで及ぶことが本震直後から予想された．実際に，観測された地震活動の変化で確認されている．
３．静的クーロン応力変化で説明できない活動
ただし，実際の地震活動は複雑である．東北内陸部の逆断層にかかる CFS 減少と実際に観測された地震活動の低下は整合するが（Toda et al., 2011），点々と認められる活発化した地震活動は説明できない．これは，主として横ずれ断層型，正断層型など，本震以前には少なかったタイプの地震が多発しているためである．この点に関しては，今回は東北地
震直後の予測の範疇を超えている．特に，宮城県沖から福島県沖にかけて正断層型地震が顕著になり，地震発生場も変化した．特に， 福島県・茨城県県境付近では本震後５ヶ月間で数千個以上の地震が検知され，群発地震活動状態となった．そのほとんどが正断層型の地震で，４月 11 日には M7.0 の地震がいわき市で発生し，推定活断層とされていた湯ノ岳
断層と井戸沢断層に沿って，それぞれ 15 km にわたり地表に断層（最大２ｍの上下変位）が出現した（例えば，堤・遠田，2012）．巨大地震によって活断層の動きが誘発された例
である．一方，長野県北部や喜多方市周辺など，逆断層型地震発生域でも地震活動が活発化している地域がある．計算上はΔCFS が負となるため，単純なクーロン応力モデルでは説明できない．地殻内流体圧が上昇したことによって活発化したというモデルが提案されている（Terakawa et al., 2013; Okada et al., 2014）．また，一部の地域は火山・カルデ
ラ地域などにあたり，地質構造や応力状態の不均質性が東北地方太平洋沖地震によって増幅され，本震後の東西伸張に呼応する中小の横ずれ断層，正断層が選択的に励起された結果とも解釈される．地震時の応力変化によって，構造・応力不均質が強調されたことによるのかもしれない．さらに，本震直後の広域での地震活動の活発化は，地震動に励起された応力変化（動的応力変化）による誘発とも解されている（Miyazawa, 2011）．
４．活断層と微小地震との関係
今回の東北沖地震では，微小〜中規模地震の活発化が活断層の活動につながった例と，「未遂」に終わった例が見られた．前者は前出の 2011 年４月 11 日の福島県浜通りの地震であり，小地震活動がどのように活断層の動きにつながるのかを考えるうえで重要である．
後者は複数の活断層で起こったが，特に糸魚川­静岡構造線活断層系周辺での地震活動の活発化が興味深い．活断層の密集する中部地方では，今回の地震後に北西̶南東方向の横ずれ断層に新たに CFS が加わった．特に，ΔCFS 増加が最も大きいと推定されるのが牛伏寺断層である．牛伏寺断層は糸魚川­静岡構造線活断層系中部に位置し，平均活動間隔が約 1000 年間隔で，最新活動以降に約 1200 年が経過し，今後 30 年間の大地震発生確率が14%とされている（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2010）．ΔCFS 増加に伴い，

13実際に牛伏寺断層周辺の微小地震活動は本震直後から増加し，６月 30 日には M5.5 の被害
地震が近傍で発生した．M7 規模の破壊にまで発展しなかったが，応力-地震応答の解析（Toda et al., 1998）を行うと，ΔCFS 0.3 bar 増加で 30 年確率は 25％まで上昇する．
2014 年９月現在も周辺域の地震活動は東北沖地震前よりも高い状態が続いており，今後も要警戒である．
５．ポスト東北沖地震ハザード：いつまで東北沖地震の影響が残るか
このような誘発された内陸地震活動はいつまで続くのだろうか．秋田県沖，佐渡西方沖，
伊豆半島と伊豆諸島では例外的に数ヶ月以内に活動が終息しているが，大半の地域では，
本震後１年程経過した現在（2014 年９月）でも活動レベルが東北沖前に戻っていない．未だに顕著な地震活動を継続している地域は，秋田県北部，秋田県南部，山形県月山，仙台
市北西部，福島県喜多方北方，長野県北部，飛騨山脈〜松本市，茨城・福島県境，千葉県
銚子付近，首都直下である．これらのうち，長野県北部などごく一部を除いて，活動の減衰が遅いのも特徴である．大半の地域では大森宇津公式を適用して減衰を表現することができる．通常の余震活動は平均的に減衰指数の p 値が１であるが，これらの地域では 0.8以下である．つまり減衰のペースが遅い．これらの地域の本震前の活動が定常時の地震活動と仮定すると，東北沖地震前のレベルに戻るまで数 10 年かかることになる（例えば，秋田県北部・南部の活動は約 40 年）．これは，日本の内陸での余震継続時間が数 10 年〜
100 年程度とした先行研究例（例えば，Toda et al., 1998）と矛盾しない．誘発地震活動の継続時間は歪み速度に反比例する，という断層の摩擦則（Dieterich, 1994）に整合する結果が得られている．伊豆半島・諸島，秋田沖や佐渡西方など，内陸に比べて歪速度が速い地域では誘発地震活動は早く終了した．
一方で，本震後もプレート境界沿いで余効すべりが継続している（国土地理院，2014）．
余効すべり域は本震震源を取り巻き，青森県東方沖から銚子沖にかけての広範囲に及び，沈み込み方向には 100 km 以深にまでおよんでいる．本震時と同じ向きの地殻変動が今な
お継続しており，本震前の東西圧縮の状態には簡単には復帰しそうにない．今後は，本震時のΔCFS だけではなく，余効変動によるΔCFS も考慮する必要があろう．
文献：Dieterich (1994), J. Geophys. Res., 99, 2601-2618.; 地震調査研究推進本部地震調査委員会（2010）
全国地震動予測地図 手引・解説編 2010 年版，57pp.; 国土地理院（2014）第 204 回地震予知連絡会提出資
料; Miyazawa (2011) Geophys. Res. Lett., 38, L23307; Okada et al. (2011) Earth, Planets Space, 63,
749-754; Okada et al. (2014) Geofluids, 印刷中；Ozawa et al. (2011) Nature, 475, 373; Simon et al. (2011)
Science, 332, 1421; Stein (1999) Nature, 402, 605; 鈴木・遠田（2013）日本地震学会秋季大会講演要旨；
Terakawa et al. (2013) Earth Planetary Science Lett., 365, 17-24; Toda et al. (1998) J. Geophys. Res., 103,24543; Toda et al. (2011b) Geophys. Res. Lett., 38, doi:10.1029/2011GL047834; 堤・遠田，地質学雑誌，
118，559-570（2012）

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15

S-4
東北地方の地震活動	
 岡田知己（東北大学）	
 Shallow	 inland	 seismicity	
 in	
 Tohoku	 district,	
 NE	
 Japan	 Tomomi	 Okada	 (Tohoku	
 Univ.)	
 	 1.	
 はじめに	 	
 東北地方内陸部では，盛んな地震活動が見られる．本講演では，主な内陸地震として，2003
年宮城県北部地震・2008 年岩手・宮城内陸地震についてレビューし，地震波速度構造との関係など，その背景について議論する。また、東北地方太平洋沖地震後の内陸の地震活動についても，紹介する。	
 	
 ２．2003 年宮城県北部地震	
 2003 年宮城県北部地震は，2003 年 7 月 26 日に発生した．0:13 に震源域中央で，M5.5 の前震が発生し，7:13 に震源域南部で M6.2 の本震（最大地震）が，16:56 に震源域北端で M5.3 の最大余震が発生した．震源域全体の広がりは走向方向に約 15km である．余震分布からは，断層面が約 40 度~50 度と大きな傾斜角を持つことが分かる(Umino	
 et	
 al.,	 2003;	
 Okada	 et	
 al.,	 2003)．断層面の走向は震源域北部で南北，震源域南部で北東̶南西向きである．M5.5 の前震
は走向が変化する付近に分布し，断層面の形状が前震・本震活動に影響を与えた可能性が考えられる．地震波速度構造と比較すると，断層面を挟んで，上盤側が下盤側より低速度になっている(Okada	
 et	
 al.,	 2007)．このことは，この断層がかつて正断層として活動した断層であり，現在は逆断層として活動したものであることを示していると考えられる．余震分布の浅部延長は，石巻湾断層ないし須江断層付近に位置している	 (Kato	 et	
 al.,	 2004)．	
 	
 ３．2008 年岩手・宮城内陸地震	
 2008 年岩手・宮城内陸地震は 2008 年６月 14 日に発生した．マグニチュードは 7.2 である．
震源域全体の広がりは走向方向に約 50km である．震源付近の余震分布は，東に傾斜した余震
分布と西に傾斜した余震分布が見られる(Okada	
 et	
 al.,	 2012)．その内，西に傾斜した余震
分布からは，断層面が約 40 度~50 度と大きな傾斜角を持つことが分かる．本震震源付近では，1999 年・2000 年に M4 クラスの地震が発生しており，先駆的な地震活動であると考えられる．震源付近においては，断層面を挟んで，上盤側が下盤側より低速度になっているが，それ以外にも栗駒山・鳴子(Okada	
 et	
 al.,	 2014a)などの火山下のマグマに対応する低速度域の分布も顕著である(Okada	
 et	
 al.,	 2010)．このことは，岩手・宮城内陸地震の断層の主要16

な部分は，かつて正断層として活動した断層であり，現在は逆断層として活動したものであると考えられるが，その後の火成活動の影響も顕著に受けていると考えられる．	
 	
 ４．東北地方太平洋沖地震後の内陸の地震活動	 2011 年東北地方太平洋沖地震後に東北地方の内陸部で地震活動に変化が見られた．また，いくつかの活動はこれまで東北地方で卓越していると考えられてきた逆断層以外の横ずれ型な
いし正断層型の活動である．それらの地震活動の変化の理由としては，１）応力場の変化(例
えば，Toda	 et	
 al.,	 2011;	
 Okada	 et	
 al.,	 2011;	
 Yoshida	
 et	
 al.,	 2012)，および，２）間隙流体圧の変化(例えば，Terakawa	
 et	
 al.,	 2013;	
 Okada	 et	
 al.,	 2014b)が挙げられる．	
 	
 今後の課題としては，東北沖地震発生前の応力場をより詳細に推定し，東北沖地震時の応力場変化との関係を明らかにすることなどが挙げられる．	
 
	
 
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17

S-5
東北地方の内陸地震と地震防災～あらためて考える地震動特性と被害の関係～
源栄 正人（東北大学災害科学国際研究所）

Inland earthquakes in Tohoku Region and Earthquake Disaster Prevention-Think the Relation between Ground Motion Characteristics and Earthquake DamageMasato Motosaka (IRIDeS, Tohoku University)

１．はじめに東北地方を中心に甚大な被害をもたらした 2011 年の東日本大震災から 3 年半が経過し、震災からの復興の遅れが懸念されているが、地震防災対策を考える上で 1995 年兵庫県南部地震のような内陸地震の活断層による地震も極めて重要である。
本報告では、東北地方における最近の内陸地震被害として、2003 年 7 月 26 日宮城県北部
地震（M6.4）および、2008 年 6 月 14 日岩手・宮城内陸地震（M7.2）の概要を示す。次に、地震動特性と被害の関係について加速度による被害と変形による被害の区別の必要性を示す。
さらに、地盤環境に調和した地震対策、構造躯体と非構造・設備等のバランスの取れた耐震対策と総合的地震対策の必要性について述べる。

２．東北地方における最近の内陸地震被害の概要（１）2003 年 7 月 26 日宮城県北部地震（M6.4）1)
この地震では、深夜0:13の前震(M5.6)、早朝7:13の本震(M6.4)、夕刻16:56の最大余震（M5.5）と震度６弱以上の揺れが3回観測された。本震の震源は内陸直下深さ12kmと浅く、住家全壊
1,247棟、半壊3,698棟、一部損壊10,978棟、非住家被害1,726棟の建物被害で、幸い死者は出なかったが、負傷者675名（うち重傷者51名）の被害をもたらした。大きな揺れの前震が夜中にあり老人や子供など災害弱者が避難していたことが人的被害を少なくしたとも言われている。活断層として認識されていなかった地質断層が震源断層であったことが調査の結果判明した。筆者らの震源域における墓石転倒物調査・アンケート震度調査により、局所的には震度７の領域、100cm/sを超える地動のところもあったと推定された。断層直交方向の東西方向の強い揺れがこの方向に弱い建物の被害を拡大したことも指摘した。ＲＣ造建物の構造被害については旧耐震基準（1981年以前）の建物であった。耐震補強された建物に被害がなかった。木造建物の被害については、建設年代が古いほど被害が大きいこと、家具の転倒など室内被害は建設年代に寄らないこと等も報告した。夏休み期間中であったため学校の校門の前のブロック壁の倒壊や校庭の石碑の転倒などが人的被害に結びつかなかったが、警鐘をならした。また、余震対策や廃材置き場確保の問題も話題となった。
（２）2008 年 6 月 14 日岩手・宮城内陸地震 2)2008 年 6 月 14 日午前 8 時 43 分、岩手県南部を震源とする地震（M7.2）が発生し、死者 1318等価アンケート震度名（行方不明 10 名）の尊い命が奪われた。この地震により、岩手・宮城の山間部を中心に多くの大規模な土砂崩れや土石流が発生したが、建物被害は全壊 28 棟、半壊 112 棟と同規模の地震による被害と比べると極めて少ない被害量であった。
7.0
この地震による震源近傍では、石淵ダムで
y=x-0.77
水平最大加速度 2,097 ガル、上下最大加速度
y=0.76x+0.60
6.5
1,748 ガル、KiK-net の一関市西（IWTH25）で水平最大加速度 1,433 ガル、上下最大加速6.0
度 3,866 ガルを記録するなど、短周期成分を主成分とする大加速度記録が得られた。一方、
5.5
平野部では、地下地盤構造を反映した卓越周期をもつ貴重な観測記録が得られた。
5.0
筆者らは、アンケート調査により、揺れの4.5
実態調査を実施した 3)。計測震度が震度 6 弱以上を記録した地点周辺において，アンケー
4.0
ト震度と計測震度とを比較した結果は、図１
4.0
4.5
5.0
5.5
6.0
6.5
7.0
に示すように 0.8 程度小さくなることを示計測震度した。また実被害も対応する震度階級の解説
図１ アンケート震度と計測震度の比較
表ほどの大きさではなかった。なお、アンケ
ート震度と計測震度の関係については、2011 年東北地方太平洋沖地震と 4 月 7 日の余震についても調査を行っており 4)、震度が大きくなるにつて計測震度が大きくなることを示した。
また、この内陸地震において地震防災上特筆すべきことは、早期地震警報システムの有効性が初めて実証された点であり、敷地地震計と緊急地震速報の併用による半導体工場の防災システム 5)での成功事例や学校における成功事例が報告されている 6)。地震警報ばかりでなく、土石流災害に対する早期警報システムの開発・展開が望まれる。

３．地震動特性と被害の関係
岩手・宮城内陸地震は、震源深さが8kmという陸のプレート内の活断層による地震であり、なぜ短周期成分を多く含む地震波が発生したかについては現時点では解明されていない。最大加速度が大きくても短周期成分が多い地震は、建物を変形させるパワーがな
い。地震被害を論じる場合、変形による被害と加速度による被害を区別する必要があり、地震動の性質として、建物に作用する慣性力 図２ 地震動による建物の加速度と建物の変形に関係する加速度と建物に与える変形という２つの要素を考える必要があり（図２参照）、震度という一つの指標で建物被害を論じることには無理がある。耐震設計も、慣例力に対する設計と強制変形に対する設計に分けられており、地震リスク評価も設計の考え方に沿った評価が行われている。

19

変形による被害は、地震動がどれだけ建物を変形させる力があるかによってきまるものであり、これに抵抗するには建物の靱性（粘り）を高める必要がある。建物の非構造部材でも建物の変形に追従できなくて破壊するものがある。木造建物や中低層RC建物などを倒壊させるには、1秒－2秒の周期帯域成分の大きさが問題となる。俗に言う「キラーパルス」の問題である。活断層の評
価では、断層長さと断層面積と地震モーメント関係、さらに最大大加速度の予測式の研究がなされてきているが、強震動発生するアスペリーの面積と応力降下量や破壊速度と発生するパルスの卓越周期との関係が必ずしも十分に研究されているわけではない。建物を破壊につながる衝撃力
としての地震力を予測する手法の検討が望まれる。
一方、加速度による被害に関して、筆者は「短周期・大加速度地震動と建物被害」について特
徴的な被害様相が報告している7)。まず、建物の脆性的構造被害が挙げられる。鉄骨造のブレースの被害、鉄筋コンクリート造の「短柱」の脆性破壊などである。内外装など非構造材の被害として、鉄骨造の外壁パネルの落下体育館の天井材の落下、体育館の照明器具の落下、窓ガラスの破損・落下被害、瓦屋根の被害も大加速度による被害として挙げられる。また、土蔵の土壁の剥離・脱落被害もいたるところで目に付いた。さらに、ブロック塀の倒壊や瓦屋根木塀の倒壊も見られた。本棚の本の落下も大加速度で起こる被害といえよう。
また、短周期・大加速度地震動は地盤災害をもたらす点にも留意する必要がある。大加速度で何回も揺すられると、火山灰質の層に起因する斜面崩壊などが起こりやすい。特に、水平最大加速度(gal)

上下動を伴う大加速度の地震動に対する斜面の挙動を考えると、斜面の面外に大きな力が働き、落石や斜面崩壊をもたらすと考えられる。また、繰り返しによる間隙水圧の上昇は
土石流の発生の要因となる。
図３には、2008年6月14日の岩手・宮城内
陸地震における観測地震動の最大加速度と最大速度の比（A/V比）を最近の被害地震のものと比較して示す。兵庫県南部地震ではA/V比が10以下なのに対し、岩手・宮城内陸地震にお水平最大速度(cm/s)

ける1000ガル以上の大加速度記録のA/V比は、15以上となっている。なお、太平洋プレート

図３ 最近の被害地震観測記録の A/V 比 5)内で発生するスラブ内地震では、短周期成分を発することは一般的な性質であり、建物被害量は少ない。2003年5月26日の三陸南地震（M7.2）
では、全壊2棟、半壊21棟で、2008年7月24日に発生した岩手県沿岸北部地震(M6.8)では全半壊棟
数1で短周期成分が多く、建物被害は極めて少なかった。
岩手・宮城内陸地震で建物被害が極めて少なかったことに対する建物側の要因として考えられることとして、揺れをしなやかに吸収する貫工法を用いた農家等、伝統工法を用いた家屋が多かったこと、被災地周辺の家屋の屋根はトタンや軽量瓦で屋根の重量が軽かったことがあげられる。

構造部材の耐震設計の進歩に伴い、最近の国内の地震では構造被害は少なくなっているが、20相対的に非構造材や設備機器の被害が目立つようになってきている。短周期・大加速度記録に着目した非構造材や設備機器の慣性力に対する設計を見直す必要があり、構造躯体の設計のように「強さ」と「粘り」、さらに「減衰」という耐震性能３要素の観点から考える必要があろう。
４．バランスの取れた耐震対策と総合的地震対策の必要性 8）
地震に強い建物・地震に強いまちづくりのためにはバランスのとれた対策が必要である。
都市・建築の地震対策を行う上で大切なのは、地震環境・地盤環境との調和である。敷地地
盤を含めた全体の建物の耐震性のバランスというと、まず、土木と建築の耐震クライテリアの整合が必要である。建築サイドでいくらいい設計・施工をしても敷地地盤が崩壊したのでは無意味である。次に、地震時の改修の難易度を考慮した基礎構造と上部構造のバランスのとれた設計も必要である。また、最近の地震被害の教訓である非構造材に対する配慮はきわめて重要であるといわざるを得ない。設備に対する耐震対策も重要で、建物の総工費に占める仕上げ材や設備費の割合が躯体よりも大きいこと、地震被害コストの面からを見ても然りである。
地震防災対策で大切なのは、弱点の把握とその解消である。高度に発展した社会は細分化社会であり、その弱点は組織や研究分野の「つなぎ目」にあり、全体としてのバランスの悪さにあるように思える。防災の父・寺田寅彦が「天災と国防」（昭和９年）の中で指摘しているように、「人間社会の進化が分化につながり、一小部分の破壊が全体の破壊に成りかねない
ことを常に認識する必要があろう。この点、再生能力がある下等動物に学ぶものもあろう」と指摘したのはちょうど 80 年前になる。あらためて考える必要がある。
また、高度化した地震防災技術の有効活用も重要性であり、建物の免制震技術や早期地震
警報システムなどの積極的活用を促進したい。

参考論文、2003 年宮城県北部の地震による地震災害に関する総合的調査研究、
1） 源栄正人（研究代表者）
文部科学省突発災害調査報告書、平成 16 年 3 月
2） 海野徳仁（研究代表者）、2008 年岩手・宮城内陸地震に関する総合調査、（文部科学省突発災害調査報告書）、平成 21 年 3 月
3） 源栄正人、アンケート調査に基づく平成 20 年岩手・宮城内陸地震における揺れの実態調査、
日本地震工学会大会－2009 年梗概集、242-243、2009 年 11 月
4） 坂本拓也、磯部亮太、源栄正人、柴山明寛、宮城県大崎市と宮城県栗原市を対象としたアン
ケート調査に基づく東北地方太平洋沖地震と 4 月 7 日の余震（M7.2）の揺れの調査、JAEE
日本地震工学会論文集、Vol.12(2012)No.5,133-142、2012 年 11 月
5） Funitaka Honma and Fumio Ichikawa, Earthquake Early Warning Disaster Mitigation System
for Protecting Semiconductor Plant in Japan, 14WCEE, CD-ROM, S05-03-019, 2008
6） Masato Motosaka and Makoto Honma, Earthquake Early Warning System Application for
School Disaster Prevention. Journal of Disaster Research, 4(4), 229-236, 2009.
7） 源栄正人、最近 10 年における東北地方での地震災害の概要―短周期・大加速度地震動と建物被害―、第 13 回日本地震工学シンポジウム、スペシャルセッション、2010 年 11 月
8） 源栄正人、求められる都市・建築の総合的地震対策～東日本大震災における振動被害の実態と教訓を踏まえて～、日本地震工学会会誌、第 20 号、24－28、2013 年 10 月

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