Earthquake Journal

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2024年 6月
地震と放送─100年間の進歩と課題 ●入江さやか＿＿1
比抵抗構造研究の内陸地震発生科学への貢献と今後の展望 ●上嶋 誠＿＿＿2
エッセイ

沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布 ●吉岡祥一＿＿＿11
2023年 2月 6日，トルコカフラマンマラシュ地震から
とんところ

考える連動型地震の起こり方 ●遠田晋次＿＿＿28

1662年日向灘地震（外所地震）の新たな断層モデル構築 ●山下裕亮/伊尾木圭衣/
加瀬善洋＿＿＿48
南海トラフ地震の連続発生確率 ●福島洋＿＿＿60

衛星重力観測で捉えられた巨大地震数カ月前の重力変化（解説） ●田中愛幸＿＿＿69
簡単な余震回数公式の提案〜萩原幸男先生の遺稿 ●岡田義光＿＿＿80
関東大震災─町のオーラルヒストリー ●森まゆみ＿＿＿86●書評＿＿＿＿＿92●新刊紹介＿＿＿96●ADEP情報＿＿97

囲み記事「令和 6年能登半島地震」（M7.6）

地震計に記録された人間活動
上田誠也先生とプレートテクトニクス

加藤照之―――44
矢部 優―――76
深尾良夫―――84

地震予知総合研究振興会
ASSOCIATION FOR THE DEVELOPMENT OF EARTHQUAKE PREDICTION

エッセイ

地震と放送―100 年間の進歩と課題
私は 1992 年からおよそ 30 年，さまざまな立場で災害報道に関わってきた．現在は「人生の卒論」として「災害放送史」の研究に取り組んでいる．
その研究を進める中で，日本の放送は地震や地震学とともに歩んできたことに改めて気づかされている．
1923 年の関東大震災後の情報空白と流言飛語を教訓に，日本におけるラジオ放送事業の実現が加速し，2 年後の 1925 年に本放送が始まった．
戦前から 1970 年代までは，地震に関する放送の内容は，観測された震源・震度，津波警報，被害状況などを地震発生後に伝えるものであった．
1964 年の新潟地震では，テレビ・ラジオ双方で多角的な放送が展開され

入江さやか［いりえ さやか］
現職 松本大学地域防災科学研究所教授
略歴 一橋大学社会学部卒業，東京大学学際
情報学府修士課程修了．読売新聞社などを経て NHK 入局．報道
局社会部，災害・気象センター，放送文化研究所などで災害報道に携わる．2022 年 4 月より現職．専門は，災害
報道・災害情報た．被害情報や救助・救援情報，安否情報，高所カメラなど現在につながる災害放送の原型がこのとき形づくられた．
1976 年に公表された「駿河湾地震説」を契機に，1979 年に東海地震予知情報の運用が始まった．
この新たな情報を伝えるために開発されたのが，毎月 1 日の正午前に NHK で試験放送されている「緊急警報放送」である．東海地震の警戒宣言が出た際に，自治体や住民などがとるべき防災行動は明確に規定され，放送にはそれを迅速・正確に伝えることが求められていた．
1995 年の阪神・淡路大震災を契機に，地震や地震防災に関する研究や観測体制は大きく拡大・進展した．それにともない，放送が伝えるべき情報の質が変わってきた．文部科学省に地震調査研
究推進本部が新設され，地震長期評価が「発生確率」というかたちで公表されるようになったのも
その 1 つである．2007 年に導入された「緊急地震速報」は，1 秒も無駄にできない防災情報である
ため，NHK の放送の中で唯一，人の手を介さず自動で放送されることとなった．
さらに，2011 年の東日本大震災後，内閣府の調査部会が「確度の高い地震の予測はできないのが実情」としたことを受けて，東海地震予知情報は事実上凍結され，2017 年に「南海トラフ地震に関連する情報」が導入された．この情報は，予測の不確実性をふまえて「巨大地震発生の可能性が高まっている」と表現され，東海地震とは異なり，住民のとるべき行動も一律ではない．放送する側にとっても，受け取る住民の側にとっても，かなり難易度の高い情報である．
阪神・淡路大震災以降に導入されたこれらの情報は，地震学の成果を社会に実装したものであり，防災上の意義は非常に大きい．しかし，内閣府や大学などによるアンケート調査では，発生確率や不確実性の意味が社会に十分理解されているとはいいがたい．地震学の成果を社会にどう伝えるか．この課題に，研究者とメディアがともに知恵を絞っていく必要があるだろう．
地震と放送─100 年間の進歩と課題── 1

比抵抗構造研究の内陸地震発生科学への貢献と今後の展望
上嶋誠のように地震発生に至る条件の解明に寄与できる

1． は じ め にかについての展望を述べたい．

電気比抵抗（この後，比抵抗と記す）は，単位2． Magnetotelluric 法について

断面積，単位長さあたりの物質の電気抵抗を表し，単位は Ωm である．比抵抗は，物質の電気

本節では，電離層や磁気圏にソースを持つ自然の流れにくさを記述する物理量であり，形状によ電磁場ソースを用いた比抵抗構造研究のうち，地らず，物質の種類や状態に依存する．

震が発生している上部マントルから地殻に至る数

地球内部において比抵抗がどのような性質をkm から 100 km 程度の深さを対象とする研究にもった物理量となっているかは，個々の鉱物や岩おいて，最も広く用いられている Magnetotelluric石に対する室内実験や，複数の鉱物・相をもつ岩（地磁気地電流）法（この後，MT 法と記す，たと石の全岩比抵抗に対する混合則の理論的研究にえば Simpson and Bahr, 2005）の概略を紹介する．

よって明らかにされてきた．その結果によると，

超高層に起源をもつある周期で変動する電磁場

300℃（たとえば東北地方の太平洋側地域では深が，地表から地球内部へと伝播していく場合を考さ 25 km 程度で達成される地殻内での温度）以える．時間変化する電磁場によって，導電体であ下の低温では，地殻を構成する乾燥岩石の比抵抗る地球内には電流が誘導され，その電流が流れるはおしなべて 106 Ωm 以上と非常に高い（Kariya

ことで，電磁場エネルギーが熱エネルギーに変わand Shankland, 1983）．したがって，電磁気探査

る．このため，電磁場は地球内を下方へ伝播する−1

研究から決められる地殻の比抵抗のとる値（10 ～4につれて減衰していく．その減衰の特徴的な長さ

10 Ωm） の 範 囲 を 説 明 す る た め に は， 間 隙 水は浸透深さと名付けられ，周期が長いほど，また（Sakuma and Ichiki, 2016）やメルト（Pommier

比抵抗が高く電気が流れにくいほど浸透深さは大and Le-Trong, 2011），粘土鉱物（高倉，2000），

きくなる．こうして，地中の電磁場は，短周期で炭素皮膜（Frost et al., 1989）などの間隙高電気はごく地下浅部で減衰してしまい，長周期では地伝導度物質の存在とその高い連結度（連結度の影

中深くまで浸透していく．その浸透深さのスケー

響については上嶋（2005）の図 2 を参照）や，流ルで誘導電流が流れ，地表ではその電流の総量に体の移動に関連した局所的な高温が必要となる．

比例した磁場が生じる．このため，地表で電場としたがって，地震発生帯における比抵抗構造研究

磁場を測定し，その比（impedance）をとることの意義は，間隙高電気伝導度物質の存否や連結で地下の比抵抗を推定しようとする探査法が MT度，局所的な高温異常の分布を明らかにし，地震法である．ある一定の周期の電磁場から推定され発生域との対応を調べることで，地震が発生する

る比抵抗値は，その周期と比抵抗値に見合った浸に至った条件をさぐるところにある．そこで，本透深さまでの情報をもつため，地下浅部から深部

稿では最近の比抵抗構造と内陸地震発生域の対応までの構造を推定するためには，できるだけ広いに関する研究成果を概観し，電磁気学的研究がど帯域で電磁場を測定する必要がある．たとえば，

2 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 12008 年岩手宮城内陸地震震源域における 3 次元比抵抗構造分布（Ichihara et al.（2014）Fig. 4（左列の平面図），Fig. 5（右列の断面図）より引用．断面図は上から Y, I, K, N の各測線を示す）．平面図，断面図に共通して本震の震源は白星印で示され，余震分布は小さな赤丸で示されている（震源は Okada et al.（2012）による）．観測点は，平面図においてはピンクのひし形で示され，断面図においては青の逆三角形で示されている

大地の比抵抗を 100 Ωm として 50 m から 500 km

判別，除去する robust 応答関数推定法（Egbert,の深さにわたって構造を推定しようとすると，目

1997 ; Chave and Thomson, 2004）を用いて，周4波数領域における水平電場 2 成分（Ex，Ey）と水−4安として 10秒から 10 秒までの非常に広帯域の電磁場データを取得する必要がある．
MT 観測は，通常，1 観測点において水平 2 成分の電場観測と 3 成分の磁場観測を行う．上述し
−4

た 10

4

秒から 10 秒にわたる非常に広帯域のデー

平磁場 2 成分（Hx，Hy）を関係付ける impedance
tensor（Zxx，Zxy，Zyx，Zyy）⎛ Ex ⎞＝⎛ Zxx⎝ Ey ⎠ ⎝ Zyx

Zxy ⎞⎛ Hx ⎞Zyy ⎠⎝ Hy ⎠（1）

タを取得できる MT 観測装置は，1990 年代になっと，鉛直磁場成分 Hz と水平磁場 2 成分（Hx，Hy）てそのデータ取得安定度が格段に増した．実際のを関係付ける鉛直磁場変換関数（Tzx，Tzy）

観測ではターゲットとなる領域での観測のほか

Hz＝Tzx Hx＋Tzy Hy（2）に，電磁場ノイズが無相関となる遠方に少なくとを求める（狭義の MT 法では式（1）で表されるも 水 平 磁 場 2 成 分 か ら な る remote 観 測 点 を 置

impedance のみが用いられる）．

き，遠方の磁場に相関のある成分のみを取り出す

式（1）は，上述の MT 法の原理に従って比抵ことによってローカルな電磁場ノイズを除去する

抗の情報を得ようとするものであるが，横方向にremote-reference 法（Gamble et al., 1979）を適

比抵抗の変化がみられる場合，電気の流れやすい用する．さらに，ノイズの著しい部分を自動的にところに集中した誘導電流が局所的な磁場を発生
比抵抗構造研究の内陸地震発生科学への貢献と今後の展望── 3させるため，その電流集中域の両側で鉛直成分のIchiki et al., 2021 ; Iwamori et al., 2021 ; Kuwatani

磁場が生じるほか，電流集中域直上では水平磁場

et al., 2023）．一方で，1 次元解析の時代には地下が大きくなる．

の構造と観測点が 1 対 1 で対応していたのが，2こうして式（2）で表される磁場の鉛直成分と次元解析の時代には測線上の観測が必須となっ水平成分の比に加え，異なる観測点間の水平磁場た．さらに 3 次元解析が一般的になると，その解変換関数（Txx，Txy，Tyx，Tyy）

析に見合う面的なデータの取得が必須となる．し

⎛H
⎝H

<2>
x
<2>
y

⎞＝⎛Txx⎠ ⎝TyxTxy ⎞⎛ H
Tyy ⎠⎝ H

<1>
x
<1>
y

⎞
⎠

（3）

たがって，いかにデータを効率的に取得するかも考慮すべき重要な課題の 1 つとなった．これに対も求める（式（3）において磁場に付された <1>，

し，電話会社の通信線を用いる Network-MT 法<2> の添え字は，それぞれ観測点 <1>，<2> で（Uyeshima et al., 2001 ; Uyeshima, 2007 ; Hata et

測定されたことを示している）．以上の説明から

al., 2015, 2018b）や，安価かつ低消費電力の電場わかるように，式（2）や（3）の磁場変換関数は，のみを測定する測器が開発され（Tsukamoto et

比抵抗の横方向の構造変化に感度がある観測量でal., 2018 ; Aizawa et al., 2021, 2022），以前に比べ，あり，式（1）の電場磁場応答関数とあわせて比格段に効率的な面的データの取得が可能となって抵抗構造推定に用いられるようになっている（たいる．

とえば Campanyà et al., 2016 ; Diba et al., 2023）．
2000 年代初頭には計算コードの開発が進み，

3． 内陸被害地震発生域で推定された比抵抗構造

計算機技術（計算速度，メモリー容量，並列計算技術など）の向上も後押しして，まずは差分

前節で述べた解析技法や観測手法の進歩によ

法に基づいた 3 次元インヴァージョンコードが開り，現在では，個々の地震震源域や火山発生帯な発された（たとえば Siripunvaraporn et al., 2005 ;どの地殻活動単位のスケールから沈み込みや海洋

Siripunvaraporn and Egbert, 2009 ; Kelbert et al.,

底拡大プロセスを明らかにするような大規模ス

2014）．しかし，多くの研究者がそれらのコード

ケールに至るまで，さまざまな空間スケールでのを用い，それまでの 1 次元や 2 次元の解析時代か

さまざまな科学的課題の解明を目指した 3 次元構ら真に 3 次元解析時代に突入したのは日本におい造研究が進められている．紙面の制約からそれらては 2010 年代半ばになってからであった．そのの成果のすべてを概観することはできないため，後，より現実的な地形をモデルに組み込むことが本小論では，筆者が長らく携わってきた内陸被害

できる有限要素法を用いた 3 次元インヴァージョ

地震震源域での比抵抗構造研究から得られた知見

ンコードが登場（Usui, 2015 ; Usui et al., 2017）について，3 次元で解析されるようになった 2014

して web 上で open source として公開されるよう年頃以降に誌上で公表された成果を中心に紹介すになり（https://github.com/yoshiya-usui/femtic），

ることにする．

現在では 3 次元解析がルーティン的に実施されるようになっている．

まず，2008 年 6 月 14 日に発生した岩手宮城内陸地震（Mj 7.2）震源域での MT 法による調査結これらの解析技術の進歩により，1 次元や 2 次

果を紹介する．図 1 では，Ichihara et al.（2014）

元の仮定を置くことによる構造推定の不正確さかによる岩手宮城内陸地震震源域で推定された 3 次ら解放されるとともに（たとえば Ichihara et al.

元比抵抗構造の深さごとの平面図を左側の列に示（2014）や Triahadini et al.（2019）において，具し，ほぼ南北に伸びる震源断層域を切る 4 測線で体例に基づいて 2 次元解析の危険性が議論されての比抵抗断面を北から南に右側の列に示す．図中いる），従来から基本的に 3 次元構造推定が実施のカラースケールが示すように，暖色系ほど比抵されてきた地震波速度構造や減衰構造との間で直抗が低く（電気が流れやすく）間隙流体を多く含接的な比較対照が可能となってきた（たとえばむ領域であることを表すのに対し，寒色系ほど比4 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 22016 年熊本地震震源域における 3 次元比抵抗構造分布（Aizawa et al.（2021）Fig. 2 より引用）．
各深さにおける比抵抗分布を平面図で示し，本震（4 月 16 日），前震（4 月 14 日）の震源を，それぞれ，小さな青星印，大きな赤星印，前震以前の震源を白丸，前震以降の震源を黒丸で示す．
本震と前震の地震断層を赤破線，青線で示し，活断層を赤線で示す．さらに，黄三角は第 4 紀の火山を示し，大三角は現在活動的な火山（阿蘇，久住）の位置を示し，阿蘇カルデラの範囲を白線で示している

抵抗は高く（電気が流れにくく）間隙流体に乏し分布している様子が読み取られる．このように内い領域であることを表す．図 1 において，本震源

陸地震の震源域直下に低比抵抗域が存在すること（破壊の開始点）は白星印で示されていて，左列は，1990 年代後半から 2000 年代にかけての 2 次

上から 2 番目の深さ 5 km の平面図と，右列上か

元解析による研究からも指摘されていて（たとえら 2 番目の I 測線断面図にプロットされている．

ば，Ogawa et al.（2001）による東北背弧活動帯

また，その破壊領域は南北に伸びる余震分布（小（1896 年陸羽地震や 1914 年秋田仙北地震の震源

さな赤丸）によって示されている．本震源（破壊域）を対象）や，Yoshimura et al.（2009），Usuiの開始点）と比抵抗の空間分布に着目すると，まet al.（2021）による新潟-神戸歪集中帯内の跡津ず，本震源の直下に顕著な低比抵抗域（C2）が川断層周辺域（1858 年飛越地震の震源域）での比抵抗構造研究の内陸地震発生科学への貢献と今後の展望── 5

研究など），これらの内陸地震の発生メカニズム

et al., 2021）を紹介する．この研究では，2 節でとして，多くの間隙流体を含むと考えられる震源

述べた機器開発の恩恵も受け，また，既存観測域直下の低比抵抗領域から流体が供給され，そのデータもあわせることで，震源周辺域の 80 km×

流体移動に伴う強度低下によって地震が発生し80 km の領域において空間的に均等に分布した

た，あるいは，その流体の存在によって強度が高200 地点における MT データの取得が可能となっいと考えられる上部高比抵抗層の厚さが薄くなた．こうして，これまでになく高空間解像度でのり，そこに変形が集中することで地震の発生が促

3 次元比抵抗構造の推定に成功し，比抵抗構造とされた，などの解釈が提出された．さらに，図 1

本震・余震の地震活動との空間的な対応関係が精の平面図や断面図から読み取られる構造の特徴と査できるに至った．まず図 2 に，推定された 3 次して，本震は相対的に比抵抗の高い寒色系の領域

元構造モデルに基づくそれぞれの深さでの比抵抗で発生し，その地震による破壊領域も，同じく高分布平面図を示す．図中左下の 13 km 深での平比抵抗域内で発生していることがあげられ，上述

面図に 4 月 16 日の本震（赤い大きな星）と 4 月の東北背弧活動帯や跡津川断層周辺域での研究に

14 日に起きた前震（青い小さな星）の震源が示おいても同様の特徴が指摘されていた．岩手宮城

されていて，すべての断面図に共通して示されて内陸地震が発生した当時，震源域が栗駒山をはじいる 2 つの赤い破線で囲まれた領域（それぞれ，

めとする火山フロント上の活火山や温泉が分布す

本震源から東北東に延びる布田川断層と，本震源る地域に隣接しているにもかかわらず，Mj 7.2 にから南南西に延びる日奈久断層）は本震の地震断達する大地震が発生したことに驚きの声があげら層を，また青線は前震の地震断層領域を示す．白れた．それは，地表に火山や温泉が存在するため

丸は前震発生前の地震活動を示し，黒丸は前震後に地下から流体や熱が供給されているはずであに発生した（本震後の余震を含む）地震の震源をり，そのような地域において広い範囲にわたる脆示している．ここでも本震の震源直下に間隙流体性破壊が引き起こされることが考えにくいためでを多く含む低比抵抗域（C1）が認められ，ここあった．しかし，推定された比抵抗構造を見ると，までに述べてきた内陸地震破壊開始点と低比抵抗

本震から破壊が伝播した南北方向には地下流体に領域との相関が熊本地震震源域においても同様に乏しいと考えられる相対的に高比抵抗な領域が存成立している様子が読み取られる．本震の破壊が在していて，そのために破壊が止まることなく進流体に乏しい相対的に高比抵抗域で起こっている

行し，Mj 7.2 の大地震の発生に至ったという解釈

ように見えることも，これまでに述べてきた地震が成立する．このように，比抵抗構造から，地震発生域と比抵抗構造との相関と共通している．その発生要因や規模を示唆する重要な知見が得られれに加え，本地震において新たに見出された知見ることが岩手宮城内陸地震震源域での 3 次元解析

として，東北東に延びる布田川断層沿いの破壊がを通してより鮮明に明らかとなった．しかし，図阿蘇火山の地下に存在する低比抵抗域（C2）で1 で示した観測点分布から読み取られるように，停止したように見える点があげられる．熊本地震

岩手宮城内陸地震が発生したときは，まだ 2 次元においては，布田川断層や日奈久断層での前震や解析が主流であったために，観測点は測線状に分

本震での滑りが終了した後，東北東へ延びる布田布していた．このため，その測線間の構造にはあ川断層延長上の阿蘇カルデラを超えた熊本-大分

いまいさが残り，破壊の進行と構造の関係につい県境付近や大分県中部地域でも地震活動が活発化てより深い議論を展開することは困難であった．

して Mj 5.4～5.9 程度の地震が頻発した．図 2 の近年になって，より 3 次元解析に適合したデー

北東端にその地震活動の震源の一部が示されていタを用いることに成功して興味深い知見を得た研るが，その地震も高比抵抗域で発生しているよう究として，次に 2016 年 4 月 16 日に発生した熊本に見える．この東北東延長の地震活動の震源分布

地震（Mj 7.4）震源域での比抵抗構造研究（Aizawa

については，阿蘇火山や久住火山を対象としてマ

6 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 32016 年熊本地震本震の断層面上における比抵抗構造分布（Aizawa et al.（2021）Fig. 3b より引用）．
南東側から見た断面を示し，布田川断層（FF：右側，65°傾斜）と日奈久断層（HF：左側，72°傾斜）の，走向，傾斜の異なる断層断面を黒縦破線でつなげて表示している．本震（4 月 16 日）の震源を大きな赤星印，前震以前の震源を白丸，前震以降の震源を黒丸で示す．あわせて強震動解析（Asanoand Iwata, 2016）によって推定された本震の滑り分布を赤線で示している．白破線は浅部低比抵抗層の下面と深部低比抵抗層の上面を表し，それぞれの境界面で推定された温度を示している

グマ供給系の解明を目指した MT 法観測や，別（本震後の余震活動を含む）前震後の震源を黒丸

府-島原地溝帯全域にわたる Network-MT 法観測で示している．一見して，断層の深部延長に存在より推定された 3 次元比抵抗構造（Hata et al.,する低比抵抗域（C1）の直上隣接したところの2018a ; Aizawa et al., 2022 ; Hata et al., 2018b）

高比抵抗領域から本震の破壊が開始したことが読との間でも明瞭な相関が認められ，震源が深部かみ取られる．上述したように，相対的に高比抵抗

らのびる低比抵抗域を避けて高比抵抗領域で発生のところで破壊が進行しているが，その中でも相している様子が読み取られる．このように，地震

対的に低比抵抗である領域（C1N）は滑り量の大の脆性破壊が選択的に高比抵抗領域で起こり，低きい領域に対応している．また，阿蘇火山のマグ比抵抗域が破壊を止める役割も担うのであれば，

マ供給系を示唆する深部低比抵抗領域（C2）に比抵抗構造を調べることによって，発生し得る地

あたって破壊の進行が停止した様子や，C2 を越震の最大規模の予測につながる可能性があり，防えた東北東側の高比抵抗領域において本震後の地

災上，非常に有益な知見がもたらされることにな

震活動が促進している様子が明瞭に見て取れる．

る．

電磁気的研究からは同じように低比抵抗領域としこの状況をさらに明確に示すため，2016 年熊てしかとらえられない C1，C1N と C2 について，

本地震の本震の断層破壊領域（図 2 における赤破

C1 が最初の破壊を引き起こし，C1N は滑りを促線の領域）とその深さ方向への延長での比抵抗分進し，C2 は滑りを抑制することについて，論文

布図を図 3 に示す．本震の断層破壊領域は，東北

では，さらに，深部にイメージングされた C1 や東方向に進んだ布田川断層（北北西方向に 65°でC2 の位置が赤井火山や，阿蘇火山の近傍である

傾斜）と南南西方向に進んだ日奈久断層（西北西ことから，これらの低比抵抗領域が高温度，高間

方向に 72°で傾斜）の 2 領域からなるため，1 つ

隙水圧の流体が蓄積されている場であると解釈す

ながりに見える傾斜した断面の走向が中央付近をる一方で，C1N は低温の流体が分布している場

境として左側（日奈久断層）と右側（布田川断層）であると解釈した．その上で，高温・高圧の流体で異なっていることに注意いただきたい．図ではだまり近傍から流体だまりより離れる方向に破壊比抵抗分布に重ねて強震動解析より推定された断が進展すると規模の大きい地震に成長しやすい一層面上の滑りの大きさ（Asano and Iwata, 2016）

方で，流体だまりに向かって破壊が進展すると破を赤コンターで示している．さらに，図 2 と同じ

壊は停止しやすいとの議論を展開した．これらのく本震を大きな赤色の星，前震前の震源を白丸，議論については，今後その実証例を増やすことに
比抵抗構造研究の内陸地震発生科学への貢献と今後の展望── 7

よる検討の余地が残されていると考えるが，いず

謝辞

れにせよ，電磁気学的研究によって低比抵抗領域

本小論で紹介した研究は，文部科学省からのとして検知可能な流体の存在が，破壊の開始，成「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」，

長，停止の過程を規定している可能性が示された「災害の軽減に貢献するための地震火山観測研究ことになり，内陸地震の発生メカニズムを考える計画」，「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究プ上で重要な情報を提供することについては論を待ロジェクト」や被害地震発生を受けた特別研究促

たない．

進費を含む諸科学研究費のサポートを受けて実施しました．Conductivity Anomaly 研究グループ
4． まとめと今後の課題の多くの研究者やその学生，ならびに各大学の観測支援スタッフの方々による観測の準備と参加，

ここまでの近年における電磁気研究の進展の紹また，観測を実施するための場所を快く提供して介を通して，来るべき内陸地震の発生ポテンシャ

くださった土地所有者の方々からのご支援なしにルや規模の評価を行ううえで，比抵抗構造研究がは，本稿で紹介した構造を推定するための野外観

重要な役割を果たす可能性について理解が進んだ測を実現することはできませんでした．記して感ことと思う．地震発生の予測の 3 つの主要な要素

謝の意を表します．

として，発生場所，地震規模，発生時期の予測が参考文献あげられる．本小論で紹介した事例から，比抵抗構造研究を通した間隙流体のマッピングが最初の
2 項目の予測について重要な役割を果たす可能性

Aizawa, K., Takakura, S., Asaue, H., Koike, K.,が示された．しかし，現状では比抵抗の空間分布

Yoshimura, R., Yamazaki, K., Komatsu, S., Utsugi, M.,と地震発生域との定性的な議論にとどまっている
上に，たとえば低比抵抗である条件として，さま
ざまな種類の間隙高電気伝導度物質の存在やそのつながり方，高温などのさまざまな要因が考えら

Inoue, H., Tsukamoto, K., Uyeshima, M., Koyama, T.,
Kanda, W., Yoshinaga, T., Matsushima, N., Uchida, K.,
Tsukashima, Y., Matsushima, T., Ichihara, H,.
Muramatsu, D., Teguri, Y., Shito, A., Matsumoto, S.
and Shimizu, H. 2021. Electrical conductive ﬂuid-rich

れ，比抵抗だけからではその選別は困難である．

zones and their inﬂuence on the earthquake initia-

このため，今後の発展のためには，地震波速度な

tion, growth, and arrest processes: observations

ど他の観測から決められる物理量もあわせて，地下の物質や状態を特定した上で，地震発生との相関を考えていく努力が必要であろう．その低比抵抗要因の特定とも関係するが，間隙流体がその主たる要因であるなら，たとえば本震の発生によっfrom the 2016 Kumamoto earthquake sequence,
Kyushu Island, Japan. Earth Planets Space, 73: 12.
doi:10.1186/s40623-020-01340-w
Aizawa, K., Utsugi, M., Kitamura, K., Koyama, T.,
Uyeshima, M., Matsushima, N., Takakura, S., Inagaki,
H., Saito, H. and Fujimitsu, Y. 2022. Magmatic ﬂuidて，その下部の流体存在領域からの流体の移動に

pathways in the upper crust: insights from dense

よって，比抵抗構造に変化が現れる可能性があmagnetotelluric observations around the Kuju Volca-

る．適切な検証の場を選定することで，比抵抗構造の時間変化が定量化できれば，上述の発生時期に関する示唆が得られる可能性があり，また，低比抵抗を流体存在領域であると解釈する正当性がnoes, Japan. Geophys. J. Int., 228, 755-772. doi:10.1093/
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Usui, Y., Ogawa, Y., Aizawa, K., Kanda, W., Hashimoto,

上嶋

誠

［うえしま

まこと］

T., Koyama, T., Yamaya, Y. and Kagiyama, T. 2017.

現職

東京大学地震研究所地震予知研究センター教授

Three-dimensional resistivity structure of Asama

略歴

東京大学理学部卒業，東京大学大学院理学系研

Volcano revealed by data-space magnetotelluric

究科博士課程退学．防災科学技術研究所科学技術特別inversion using unstructured tetrahedral elements.

研究員，東京大学地震研究所助手，助教授，准教授をGeophys. J. Int., 208, 1359-1372. doi:10.1093/gji/ggw

経て，現職

459

研究分野

10 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

地球電磁気学

沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布吉岡祥一
動のうち振幅が比較的大きく，気象庁が震源を決
1． は じ め に定している地震），深部超低周波地震（数十～数百秒という長い周期を持った地震）がプレート境

環太平洋の沈み込み帯では，海洋プレートの沈界の深さ 30～40 km の深さで帯状に発生していみ込みに伴い，主としてプレート境界で多くの地ることが見出された（Obara, 2002; Katsu mata

震が発生している．そのような地震の典型としand Kamaya, 2003；Ito et al., 2007）．また，短期て，2011 年に東北沖で発生した海溝型地震であ的 SSE もこれらの発生域で発生している（Hirose

るモーメントマグニチュード（Mw）9.0 の東北

and Obara, 2010; Nishimura et al., 2013）．深部低

地方太平洋沖地震があげられる．

周波微動はいくつかのセグメントから成り立って一方，今世紀の初頭にはスロー地震が，海底年

おり，各セグメントでは，約 6 カ月間隔で周期的代が若い海洋プレートが沈み込んでいる沈み込みに発生しており，さらに島弧（大洋に面する側は帯において，プレート境界のいわゆる海溝型地震

海溝で縁取られ，背後の大陸側に縁海を持つ細長の発生帯のさらに深部や浅部で発生していること

い島の列）にほぼ平行に西方向や東方向への移動がわかってきた．たとえば，ファンデフーカプ現象が見られ，その移動速度は約 10 km/日程度

レートが北米プレートの下に沈み込んでいるカナであるといった特徴もある（Obara, 2010）．このダから米国北部に至るカスカディア沈み込み帯でような移動現象は，地中に存在する流体が深部低は，通常の地震よりも非常に継続時間の長い微弱

周波地震・微動の発生に関与している可能性があな振動現象である深部低周波微動が，短期的スることを示唆している（Obara, 2002; Katsumata

ロースリップイベント（slow slip event；SSE）に

and Kamaya, 2003）．四国を，島弧を横切る方向

同期して発生していることが見出された（Dragertに沿った測線で見ると，海溝型地震の発生域と深et al., 2001; Rogers and Dragert, 2003）．SSE と部低周波地震・微動・深部超低周波地震・短期的は，沈み込んだプレート境界で発生する地震によ

SSE の発生域の間の深さのプレート境界で長期的る揺れを伴わないゆっくりとしたすべり現象のこ

SSE も発生している（Hirose et al., 2010; Kobayashi,とであり，数日～数週間程度の継続期間を持つ短2014; Yoshioka et al., 2015a; Seshimo and Yoshioka,

期的 SSE と数カ月～数年の継続時間を持つ長期2022）．

的 SSE に分類される．スロー地震は，これまで

また，南海トラフでは，プレート境界の浅部でアラスカ，カナダ，アメリカ，メキシコ，コスタ

も超低周波地震や低周波微動，長期的 SSE が発

リカ，チリ，日本，台湾などの環太平洋の沈み込生していることが明らかになってきた（Ishihara,

み帯やプレート境界で発見されてきた．

2003; Obara and Ito, 2005; Asano et al., 2008;

日本の沈み込み帯に目を向けると，西南日本でYokota and Ishikawa, 2020）．このように，南海

は，フィリピン海プレートがアムール（または，トラフでは，スロー地震は主に深さによって棲みユーラシア）プレートの下に沈み込んでいるが，分けをしているように見える（Obara and Kato,

深部低周波微動，深部低周波地震（深部低周波微2016）．帯状に連なる深部低周波地震・微動は豊沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布── 11

後水道から東海地方東部まで見出されているが，分布であると想定されている．

その両端では急激に活動が見られなくなる．また，この帯状に連なる深部低周波地震・微動の発

3． 手

法

生域は必ずしも連続しておらず，紀伊水道や伊勢湾北部付近では空白域が存在する．

まず，3 次元直交座標系の場合について手法をこのようにスロー地震は海底年代の若い海洋プ

述べる．温度構造モデリングを行うためには，沈レートが沈み込む地域で発生するものと考えられみ込み帯における長期間の変動が粘性流体としててきたが，海底年代の古い太平洋プレートが沈み扱えると仮定して，支配方程式である，1）質量込む東北地方の沖合でも見出されている（Nishi-

保存則，2）運動量保存則，3）エネルギー方程式，

kawa et al., 2023）．

を時間発展問題として解く必要がある（詳しく上述のように，多くのスロー地震の発見がなさは，Ji and Yoshioka, 2015 を参照）．ここでは，れてきたが，なぜ，どのようにしてこのようなイ非弾性近似と呼ばれる最も仮定の少ないより現実

ベントが発生するのか，また地域性がなぜ生じる的な近似を用いている．

のか，といったことはまだよくわかっていない．

1）の質量保存則は，単位体積当たり，単位時

そのようなメカニズムを解明すべく，観測，地質間に流入する質量と流出する質量が等しいことを調査，室内実験，数値シミュレーションといった表す式である．流体力学における連続の式が基と立場から，さまざまなアプローチがなされていなっており，密度の時間変化は無視できるものとる．ここでは，主としてわれわれの研究グループ

して導出できる．2）の運動量保存則は，圧力のが行ってきた数値シミュレーションによる温度構

空間変化，応力の空間変化，浮力が釣り合うこと

造モデリングのアプローチを紹介する．温度は，を示す式である．地球内部の粘性率（粘っこさの

このようなスロー地震が発生する場を知るうえで程度）は非常に高く，プレートはゆっくりと運動

重要な情報を与えるものと考えられる．本稿でするため，加速度項は無視できる．3）のエネル

は，このような研究を通して見えてきたスロー地

ギー方程式は，温度の時間変化を，熱の移動や発震の実像を，海洋プレートの沈み込みに伴う温度

熱要素によって表す式である．具体的には，熱が構造・脱水分布の側面から，フィリピン海プレー

プレート運動などによって運ばれること，熱が伝トが沈み込んでいる東海～九州地方とアラスカ沈導によって伝わること，粘性流体同士の摩擦にみ込み帯を主な対象地域として，他の先行研究もよって熱が発生すること，地球深部にいくにつれ紹介しながら述べてみる．

て粘性流体が圧密によって温度が上昇すること，
地球内部の放射性元素の壊変に伴って発熱するこ

2． デ

ー

タ

と，大陸プレートと海洋プレートの境界で海洋プ
レートの沈み込みに伴って摩擦熱が生じること，

後述の数値シミュレーションから得られた温度などを考慮した項から成り立っている．

構造の妥当性を評価するために，地表付近で観測

これらの支配方程式を用いて，対象とするモデ

された地殻熱流量のデータを用いる．地殻熱流量

ル空間を格子状の細かい領域に分割し，差分法，は，熱伝導率と深さ方向の地温勾配の積として表有限体積法といった数値解法を用いることで，各され，地球内部からの熱の流れの大小を知る重要

時間ステップにおける温度，圧力，流れの速度ベな物理量である．さらに，地殻熱流量の観測点分クトルを求めることができる．上述の 3 つの式

布は空間的に偏っていることが多いため，キュ1），2），3）から，これら 3 つの未知変数の値をリー点の深さ分布も併用して利用する（Li et al.,

各時間ステップでどのようにして求めていくかの2017）．キュリー点は，物質が磁性を失う温度で，詳細については，2 次元の場合のほうが理解しやその深さ分布は，地中の約 550℃の等温面の空間

すいため，後述する．温度は上記の格子点で解き，12 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

圧力と流れの速度ベクトルは上部地殻と下部地いくスラブを除く，マントルの流れが存在する残殻，および時間とともに伸びていくスラブ（沈みりのモデル領域において，各格子点で囲まれた小込んだ海洋プレート）を除く領域で解く．ガイド

さな長方形の中心での流線関数を，時間発展問題と呼ばれるスラブの通り道に沿って，流れの速度として解くことになる．しかしながら，2）の運を沈み込み速度として与える．

動量保存則，3）のエネルギー方程式のどちらの

2）運動量保存則と 3）エネルギー方程式にお式にも，温度と流線関数が未知変数として含まれいては，粘性率をどのように与えるかを定義するており，このような問題は連成問題と呼ばれる．

必 要 が あ る． 本 研 究 で は，Burkett and Billen

これは，温度場は流れ場に影響を与え，また，流（2010）による粘性率の式を用いており，カンラ

れ場は温度場に影響を与えることを意味している．

ン石の拡散クリープと転位クリープによる粘性率

このような問題を解く方法であるが，まず，初で表現され，ひずみ速度（Ranalli, 1995），気体定期状態で，モデル領域内で，マントルの流れはど

数，温度，圧力などの関数になっている．

こでもゼロとする．また，4.1 節で述べるように，

3）のエネルギー方程式中に現れるプレート境

モデル領域の全格子点で初期の温度分布を与え界での摩擦熱はせん断応力と歪速度の積で表される．その初期温度分布の値を，2）の運動量保存

る．せん断応力は，浅部では，脆性破壊によって，の式中の未知変数である温度と温度を与えること

深部では，高温のため塑性流動（Caristan, 1982）

で計算される粘性率の式に代入し，差分法を用いによって変形が賄われ，そのような深さ依存性をて解くことで，上記の全評価点で流線関数を求め考慮している．詳しくは，Wang et al.（1995）をることができる．得られた流線関数を空間的に微参照されたい．脆性破壊領域のせん断応力は，有分することで流れの速度ベクトルを得ることがで

効摩擦係数と法線応力の積で表され，後述のよう

きる．

に有効摩擦係数をフリーパラメターとして扱うこ

次に，3）のエネルギー方程式には，温度，流とで，観測値である地殻熱流量との比較を可能に

線関数，流れの速度ベクトルが未知変数として含し，最適な温度構造モデルを求めることができる．

まれているが，上記のようにして得られたこれら

次に，鉛直（深さ）断面内の 2 次元直交座標系

3 つの物理量の値を 3）式に代入し，さらにガイの場合について述べる．ここでは，簡単のため，

ド中を進むスラブによる流れを取り入れて解くこ

流体の密度は空間的に変化しないとする非圧縮性とで，次の時間ステップにおける温度場を上記の粘性流体を仮定している．これにより，上記の 2）

全格子点で求めることができる．このような解法

運動量保存則の式で，1）の質量保存則の条件がを時間を少しずつ進めながら繰り返すことで，モつねに自動的に満たされることになる．この条件

デル領域全体における温度と流線関数（または，のため，2）の運動方程式は，流れの速度を空間

流れの速度ベクトル）の空間分布が，時間ととも的に積分した流線関数を用いて表現する．したにどのように変化していくかを知ることができがって，解くべき支配方程式は，2）運動量保存

る．詳しくは，Yoshioka et al.（2013）を参照さ

則と 3）エネルギー保存則である．2 次元モデル

れたい．

においても，粘性率の式は，上記の Burkett and

われわれの研究では，上述の 2 次元モデルと 3

Billen（2010）の式を用いている．2）の運動量保次元モデルをケースバイケースで併用してきた．

存の式は流れ場を解くための式，3）のエネルギー

2 次元モデルは，差分計算の格子間隔を小さくす

方程式は温度場を解くための式である．ここで解ることで計算精度を上げることができ，計算時間

くべき未知変数は，各時間ステップでの差分格子が少なくてすむ．また，多くのパラメタースタ

における温度と流線関数である．つまり，差分化

ディを実施することが可能である．一方，設定ししたモデル領域のすべての格子点での温度と，熱た鉛直面に直交した方向の流れや温度の流れがな

伝導層と仮定した大陸地殻と時間とともに伸びていということを仮定せざるを得ない．それに対し沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布── 13

て，3 次元モデルは，温度場，流れ場が 3 次元的とってモデル化の概略について説明するが，後述に扱えるため，2 次元モデルより現実的なモデルの理由により，同地域は 5 節の結果と議論の対象の構築が可能であり，何が起こっているのかを把地域とはしない．ここでは，地球の曲率は無視で握しやすい．一方，計算時間が膨大になるため，きるものとして，直方体領域をチリ沈み込み帯に格子間隔を粗くせざるを得ず，2 次元モデルに比適用している．図 1 は南米プレートの下に沈み込

べて空間分解能が低くなり，また，パラメタース

むナスカプレートの 3 次元形状を南方から見た鳥

タディも行いにくい．

瞰図である．
モデル領域は，1960 年のヴァルディビア地震

4． モ

デ

ル

（Mw 9.5）の一部と 2010 年のマウレ地震（Mw8.8）の震源域，および南部火山帯が含まれるよ4．1

温度構造モデルうに設定している．＋x 軸は海溝軸にほぼ垂直方

われわれは，環太平洋のさまざまな沈み込み帯

向に，海溝から内陸方向に，＋y 軸は海溝軸に沿っで，3 次元箱型海洋プレート沈み込みモデルを構て南から北方向に，＋z 軸は鉛直下方向に取っ築してきた．ここでは，チリ中部～南部の沈み込ている．モデルのサイズは 450 km×1,200 km×

み帯を 1 つの例として，モデルの境界条件，初期

200 km（x×y×z）， 格 子 点 の 数 は 46×121×61

条件を述べる（Iwamoto et al., 2024）（図 1）．な（x×y×z）である．

お，この節では，われわれの数値モデリングを視モデル上面（−z）の境界条件は，流れがなく，覚的にイメージしやすくするために同地域を例に0℃で一定であると仮定している（図 1）．鉛直面

図 1

3 次元モデルの領域と境界条件の模式図．灰色の領域は上部・下部地殻を示す．スラブ内の青，
緑，赤色の層は，それぞれ海洋堆積層，海洋地殻，スラブマントルを示しており，最大含水量と脱水勾配の分布を求める際に適用している．＋x 軸は海溝軸から内陸方向に，＋y 軸は海溝軸に沿って南から北方向に，＋z 軸は深さ方向に取っている．ピンク色，黄緑色，オレンジ色の矢印は，それぞれ，±x 軸，±y 軸，±z 軸の方向とそれぞれの境界条件を与えた面を表す．図は
Iwamoto et al.（2024）による14 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 2 中部～南部チリ地域の数値シミュレーションにおいて設定したガイドに沿って沈み込むナスカプ
レートの温度分布のスナップショット．
（a）1,950 万年前．
（b）1,800 万年前．
（c）現在（0 万年前）．
図は Iwamoto et al.（2024）による（−x）は海洋プレートの沈み込みが開始する面で用いて与えている．このガイドに沿った海洋プあるため，流れの速度が鉛直面を通して滑らかにレートの沈み込み速度は，過去のプレート運動モ

連続的になる透過条件を課し，深さ方向の温度分

デルに基づいて沈み込み履歴を考慮することに布はプレート冷却モデルと呼ばれる式で与えていよって与えられる（Müller et al., 2019; Young etる（McKenzie, 1967；Grose, 2012）．この式は，al., 2019; Cao et al., 2022; Altamimi et al., 2016）．

深さと海溝における海洋プレートの年齢の関数に

数値シミュレーションを上記のように設定するこなっており，さらに，沈み込み史を考慮すれば，とで，計算開始（2,000 万年前）から現在（0 万

海溝における海洋プレートの年齢は時間的にも異年前）までの海洋プレートの沈み込み史を反映しなるため，この鉛直面（−x）内に与える温度分たモデルを構築することが可能となる（図 2）．

布は時空間的に変化することになる．他の 4 つの過去から現在まで，沈み込み史を与えて，完全境界は透過条件，および面を通して熱の出入りがなダイナミックなモデルで，現在のスラブ形状をない断熱条件を与えている．

再現することはほぼ不可能である．そこで，われ初期条件については，初期温度分布は半無限冷

われは，現在のスラブ形状を模したガイドを計算却モデルの式で与えている（たとえば，Yoshioka

開始時から設定しておき，ガイドの中に，沈み込

and Sanshadokoro, 2002）．初期状態において，み史を反映させた時空間的に変化する海洋プレーモデル領域は上部地殻，下部地殻，マントルの 3

トの沈み込み速度でスラブ物質を徐々に流し込む

つの領域に分割される．上部・下部地殻は，流れことで，過去から現在までの海洋プレート沈み込のない熱伝導層と仮定し，マントルは深さ 32 km

みのモデルを構築することに成功した（Yoshioka

からモデルの下面までの領域として定義していand Sanshadokoro, 2002; Ji and Yoshioka, 2015）．

る．マントル領域は熱対流領域であり，初期状態

図 1 のモデルでは，ガイドを時間的にも空間的にでは，マントルの流れはないものとしている．

も固定して扱ったが，ガイドの形状を保ったま

海洋プレートは，スラブ形状を模したガイド

ま，ガイドを時間の経過とともに移動させること（Ji and Yoshioka, 2015）に沿って，（−x）面から，も可能であり，海溝を前進させたり，後退させたモデル領域に沈み込み速度を与えて沈み込ませり（図 3），さらに，3 次元モデルの場合には，海る． ス ラ ブ 上 面 の 3 次 元 形 状 は Slab2 モ デ ル

溝軸方向に平行に移動させたり，これらを組み合（Hayes et al., 2018）によって定義され，スラブ

わせてプレートの斜め沈み込みなどを扱ったりすの厚さは Turcotte and Schubert（2002）の式をることも可能である（Torii and Yoshioka, 2007;
沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布── 15

図 3

灰色のガイドで表された現在の 3 次元形状のスラブに対して，ガイド自体を海溝に直交方向に平行移動させて，海溝を後退させた場合のスラブ形状と温度分布の時空間変化のモデリング結果の例．カラーは時間とともにガイド内に一定の沈み込み速度で流し込んだスラブ物質の温度分布を表す．左上：2,400 万年前．下：1,800 万年前．右上：現在（0 万年前）

図 4

日本海溝から沈み込む太平洋プレートと相模トラフから沈み込むフィリピン海プレートの同時沈
み込みのモデル設定と境界条件．北西上方から見た鳥瞰図．フィリピン海スラブが太平洋スラブの上に乗り上げている．図は Ji et al.（2017）に加筆

16 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

Yoshioka and Naganoda, 2010; Ji and Yoshioka,

2022; Iwamoto et al., 2023）．

2015）．これによって，沈み込み史をかなり忠実

このような計算を行って，二乗平均平方根が最に反映したモデルを構築することができる．まも小さくなる有効摩擦係数を与えたときの温度構

た，1 つのモデル領域に 2 つのガイドを同時に設造を最適モデルとしている．また，550℃の等温面

定し，2 つの海洋プレートの沈み込みやそれらのの空間分布を計算し，その分布が Li et al.（2017）

相互作用を扱うことも可能である．たとえば，このキュリー点の深さ分布と同様の傾向を持つかどの手法により，フィリピン海プレートと太平洋プうかの確認も行っている．

レートが同時に沈み込んでいる関東地方や中部地

4．2

含水鉱物の相図

方北部の下のモデル化（図 4）などを行うことも

1 節で触れたように，深部低周波地震・微動の可能である（Yoshioka et al., 2015b; Ji et al., 2017;

発生には，地中の流体が関与していると考えられMiyazaki et al., 2023）．

ている．このようなイベントは，沈み込み帯で発われわれの数値シミュレーションでは，3 節で生していることから，海洋プレートが沈み込み，

述べたように有効摩擦係数がプレート境界の温度

スラブに含まれていた含水鉱物中の流体が脱水しに大きな影響を与えるため，有効摩擦係数の値がて生じている可能性が考えられる．実際，スラブ異なるモデルをいくつか計算し，数値シミュレー

は多くの含水鉱物から構成されている．一般に，ションで得られた温度構造から地殻熱流量を計算

そのような含水鉱物は，温度，圧力（深さ）が増し，観測された地殻熱流量のデータとの比較を行

すにつれて脱水分解反応を起こし，どのような温うことで，温度構造モデルの妥当性を検証してい度・圧力条件でどの程度脱水し，どのような鉱物る．その際，地殻熱流量の観測点の偏りを考慮し，へと相転移していくかを相図から知ることができ

地殻熱流量の観測点間の距離で重み付けした二乗る．相図は，温度と圧力（深さ）の関数で与えら

平均平方根により計算している（Iwamoto et al.,れるため，4.1 節で得られた各格子点での温度か

図 5

海洋プレートの沈み込みに関連した含水鉱物の相図．横軸は温度（℃），縦軸は深さ（km）を表す．
左図：タービダイトの相図．海洋堆積層に相当．中図：中央海嶺玄武岩（MORB）の相図（Tatsumi
et al., 2020 に加筆）．海洋地殻に相当．右図：超塩基性岩の相図（Tatsumi et al., 2020 に加筆）．ス
ラブマントルとマントルウェッジに相当
沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布── 17

らその場所での最大含水量を求めることができる．一般には，温度，圧力の上昇とともに，脱水は進んでいくが，何らかの原因で，スラブ内で急激な温度上昇などがあると，脱水が急激に進むことになり，かりにそれよりも深部に海洋プレートが沈み込んでも，すでに保有しうる水を吐き出してしまっているため，脱水は起こらないことにも注意する必要がある．
図 5 は本研究で用いた海洋プレートの沈み込みに関連した含水鉱物の相図を示している．相図の作成には，Perple_X というプログラムを用いている（Connolly, 2005）．左から，土砂を多量に含んだ流れである混濁流から堆積した堆積物である
タービダイト（van Keken et al., 2011），中央海
嶺 玄 武 岩（Tatsumi et al., 2020）， 超 塩 基 性 岩

図 6（Tatsumi et al., 2020）の相図であり，それぞれ，
海洋堆積層，海洋地殻，スラブマントルまたはマ
ントルウェッジの領域に対応している．寒色系から暖色系になるにつれて，最大含水量が減少して
おり，色がシャープに変化している温度・圧力（深さ）条件では，脱水分解反応が急激に進み，多くの脱水が起こることになる．また，超塩基性岩の相図のスケールバーのスケールはタービダイ
トや中央海嶺玄武岩に比べて，最大含水量が多
く，また，脱水分解反応を示す曲線が縦軸方向に延びているため，圧力（深さ）よりも温度に敏感

東海地方下におけるフィリピン海プレート
上面の温度分布（カラー．暖色系の色の等
温線は 50℃間隔）と Miyazaki et al.（2006）
による 2000～2005 年東海長期的 SSE の 10
cm のすべりのコンター線．A，B，C が付された紺色の線は 2 次元モデルで温度構造シミュレーションを行った測線を示す．赤点は，モデル領域内で発生した気象庁によって決定された 1997 年 10 月 1 日～2015 年 2月 28 日の期間の深部低周波地震の震央を示す． 青 点 は，Idehara et al.（2014） に よ って決定された 2003 年 4 月 1 日～2010 年 3 月
31 日の期間の深部低周波微動の震央を示す．
黒色のコンター線は Hirose et al.（2008）によるフィリピン海プレート上面の等深度線（コンター間隔 10 km）．図は Suenaga etal.（2016）に加筆に脱水分解反応を起こす，ということもわかる．
グの結果については触れていない．
5． 結果と議論

5．1

温度構造とスロー地震との関連性

図 6 は，Suenaga et al.（2016）によって得ら
本節では，前節までに述べてきた温度構造モデれたフィリピン海プレート上面での温度分布に，リングによって得られた温度構造・最大含水量分

Miyazaki et al.（2006）による 2000～2005 年東海

布とスロー地震との関連性について，これまでに長期的 SSE の 10 cm のすべりのコンター線を重われわれの研究からわかってきたことを中心に述ねて描いた図である．この結果から，東海長期的べる．ここでは，主としてフィリピン海プレート

SSE の 10 cm のすべりの浅部側上限の温度は，が沈み込んでいる東海～九州地方とアラスカ沈み

350～370℃程度，深部低周波地震・微動の浅部側込み帯を対象地域としている．なお，前節では，上限の温度範囲は 450～480℃程度ということがチリ中部～南部を例として，モデリングの概略のわかる．Nakata et al.（2017）は，豊後水道にお説明を行ったが，同地域ではスロー地震はほとん

いて，地表で観測された GNSS（全地球航法衛星

ど発生しておらず，本稿の趣旨から外れるため，

システム）のデータを用いてすべりの不連続性を

この節ではチリ中部～南部を対象としたモデリン

取り入れた逆解析を行い，プレート境界で 2009～18 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

（a−b）が温度によってその正負の値を変化させるという結果に基づいて，沈み込み帯のプレート境界において，150～350℃の範囲が不安定すべり（a−b＜0）である海溝型巨大地震が起こりうる通常固着している領域，450℃以上の領域が非地震性のズルズルとしたすべりである安定すべり（a−b＞0）が発生する延性領域，350～450℃の範囲が両者の遷移領域であると述べている．この考えに従うと，上記の長期的 SSE の上限が 350～
370℃となり，約 350℃の温度に一致するということは，長期的 SSE は不安定すべりと安定すべ
図 7

実線と破線の赤色の多角形は，それぞれ推定された 2009～2011 年豊後水道長期的 SSEの 20 cm 以上と 10 cm 以上の滑り領域．黄色と灰色の丸は，防災科学技術研究所の深部低周波微動の振幅を考慮した修正包絡線相関法とハイブリッドクラスタリング法を用いて得られた，2009～2011 年豊後水道長期的 SSE のデータ期間（2009.5～2011.2）に検出された深部低周波微動の震央を示す．
太い破線の楕円は，1946 年南海地震と 1968
年日向灘地震のおおよその震源域を示す．
白丸は，気象庁が決定した 1968 年 4 月 1 日～
5 月 1 日 に 発 生 し た M＞3.0， 深 さ＜70 kmの地震の震央を示す．細い黒色の破線は，Jiet al.（2016）によるフィリピン海プレート上面の等温線（コンター間隔は 100℃）を示す．図は Nakata et al.（2017）によるりの遷移領域で発生していることを示唆している．また，深部低周波地震・微動は，415～550℃と温度範囲が広い．この結果が地域性によるのか，プレート境界がより深部に位置していること
による温度の不確定性によるのかは不明である．
ま た， 深 部 低 周 波 地 震・ 微 動 は 多 く の 地 域 で450℃以上の安定すべり領域で発生しており，温度構造からその発生メカニズムを理解することは困難である．
5．2

最大含水量分布と深部低周波地震・微動との関連性

前述のように，得られた温度構造とスラブに含まれる含水鉱物の相図を用いて，最大含水量分布を求めることができる．さらに，沈み込み方向に

2011 年 豊 後 水 道 長 期 的 SSE の す べ り 分 布 を 求

沿った注目する測線において，単位長さ当たりのめ，Ji et al.（2016）のプレート境界での温度分

脱水量（脱水勾配）を求めることも可能である．

布と比較した（図 7）．その結果，東海地方とほぼ

これにより，スラブ内のどこで，どの程度の量の同様に，豊後水道長期的 SSE の 10 cm のすべり

脱水が起こっているかを知ることができる．本節の浅部側上限の温度は 350℃程度，深部低周波微では，このようにして得られた最大含水量分布と動の浅部側上限の温度範囲は 450～550℃程度と深部低周波地震・微動の分布の関連性についてこいうことがわかった．また，Suenaga et al.（2019）

れまでに得られた知見と関連した研究について述

は，伊勢湾を含む地域でフィリピン海プレートのべる．

沈み込みに伴う 2 次元温度構造モデリングを行

西南日本では，深部低周波地震・微動は東海地

い，深部低周波地震・微動の浅部側上限の温度範方から豊後水道まで帯状に見られるものの，顕著

囲を 480～550℃程度と推定した．Iwamoto et al.

な空白域も存在する．その 1 つに伊勢湾北部があ（2022）はアラスカ沈み込み帯で 3 次元温度構造

る（図 8）．この空白域は，フィリピン海プレー

モデリングを行い，深部低周波微動の浅部側上限

トが最も低角で沈み込んでいる地域と一致していの温度は約 415℃程度という結果を得た．

る．Suenaga et al.（2019）はこの点に着目し，Hyndman et al.（1997）は，Blanpied et al.（1995）

同地域において，フィリピン海プレートの沈み込による含水花崗岩の摩擦実験の摩擦パラメター

みに伴う 2 次元温度構造モデリングを，空白域
沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布── 19

ており，このことはまた，これらの発生に水が関与していることを示唆している．また，Morishige
and van Keken（2017）は 3 次元形状のスラブで脱水後の流体移動のモデリングを行い，スラブ直上の蛇紋岩層内の浸透率（流体が地層のような多孔質媒体中を流れるときの流れやすさ）が方向によって異なることにより，流体はスラブの最大傾
斜方向に移動することを示した．したがって，ス
ラブが凸状の場合は，多孔質体や岩石，土壌などにおける総体積に対する隙間の体積割合である空隙率が増加して流体経路が集中し，一方，凹状の場合は空隙率が減少して，流体経路が分岐することを示した．このような 3 次元的なプレート形状と流体移動の関係により，紀伊水道下でなぜ短期的 SSE（ひいては深部低周波地震・微動）が起
図 8

中部地方を含む領域のテクトニックマップ．
黒 い 破 線 は， 沈 み 込 ん だ フ ィ リ ピ ン 海 プ
レートの上面の等深度線を表す（Hirose etal., 2008; Nakajima and Hasegawa, 2007）．
赤点は気象庁が決定した 1997 年 10 月 1 日～
2015 年 12 月 31 日に発生した低深部低周波
地震の震央を示す．青点は，Idehara et al.
（2014） に よ っ て 決 定 さ れ た 2003 年 4 月
1 日～2013 年 3 月 31 日 に 発 生 し た 深 部 低
周 波 微 動 の 震 央 を 示 す． オ レ ン ジ 色 の 円
は，深部低周波地震・微動の大まかな空白
域 を 示 す．3 本 の 黄 色 の 線 は，Suenaga etal.（2019）が行った 2 次元温度構造モデリ
ン グ の 測 線 A, B, C を 示 す． 黒 い 矢 印 は，
アムールプレートに対するフィリピン海プ
レートのプレート運動速度ベクトルを表す（DeMets et al., 2010）． 図 は Suenaga et al.
（2019）に加筆

こらないのかを説明できる可能性があることを示し た．Nakajima and Hasegawa（2016） は， 西
南日本における深部低周波地震の発生頻度の地域性に関して，プレート境界付近での地震波トモグ
ラフィーの結果との関連性に着目した解析を行い，深部低周波地震の発生頻度は，上盤側の大陸プレートにどの程度スラブから脱水した流体が浸透できるかに依存していると主張した．すなわ
ち，上盤側にスラブから脱水した流体が浸透しにくい場合，プレート境界付近で間隙水圧が静岩圧に近い値まで高められ，せん断強度を十分に低下させることで，深部低周波地震が発生する．一方，上盤側に流体が浸透しやすい場合には，プレート境界における間隙水圧が低下し，せん断強度はあまり低下せず，その結果，深部低周波地震は発生（図 8 の測線 B）とそれに隣接している深部低周

せず，空白域が生じるとした．

波地震・微動の活動域（図 8 の測線 A, C）で実このように，深部低周波地震・微動の発生に施した．その結果，測線 A，C では，脱水勾配はは，5.1 節で述べた温度条件よりも，スラブから

1.7～1.8×10−2 wt%/km となったが，測線 B では，

脱水した流体が関与している可能性が高いと考え−3

その約半分の 9.9×10

wt%/km となった（図 9）．

これは，空白域を含む測線 B では，プレートが低

られる．
5．3

西南日本とアラスカの隣接地域における深角で沈み込んでいることにより，スラブ内の温度部低周波地震・微動の発生域，火山活動のが徐々に上昇し，その結果，脱水分解反応も緩や違いについてかに起こるためと考えられる．この結果は，空白

図 7，8 に示されているように，西南日本では，

域では，脱水勾配が緩やかであることにより，深深部低周波微動・地震が帯状に分布しているが，部低周波地震・微動が発生しない可能性を示唆しその西端は，豊後水道までであり，九州東部の沈20 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 9 図 8 の 3 本の測線に沿った鉛直断面内において計算されたフィリピン海スラブの海洋地殻の中央海嶺玄武岩とスラブマントルの超苦鉄質岩の最大含水量の空間分布．黒い点線は，各測線のスラブのモホ面を示す．赤点は，気象庁が決定した 1997 年 10 月 1 日～2015 年 12 月 31 日の期間における各測線に沿った片側幅 10 km 以内で発生した深部低周波地震の震源を示す．青点は，Idehara etal.（2014）によって決定された 2003 年 4 月 1 日～2013 年 3 月 31 日の期間の各測線に沿った片側
幅 10 km 以内で発生した深部低周波微動の震源を示す．GS，EpAm，Ecl は，それぞれ緑色片岩，
緑簾石角閃石，エクロジャイトの相を表す．（a）測線 A．（b）測線 B．（c）測線 C．図は Suenaga
et al.（2019）によるみ込み帯ではこのようなイベントはほとんど発生

Tatsumi et al.（2020）は両地域において，フィしていない．また，中国地方北部の火山の活動度

リピン海プレートの沈み込みに伴う 2 次元温度構が低いのに対し，九州の火山活動は活発である．

造モデリングを行い，得られた温度分布と含水鉱

このような火山は島弧にほぼ平行に火山列をな物の相図を用いて最大含水量分布を求めた（図し，その海溝側は前弧域と呼ばれる．このような

10）．その結果，九州-パラオ海嶺より南西側の九四国～中国地方と九州地方における深部低周波微

州地方で，フィリピン海プレートの沈み込み方向

動・ 地 震 や 火 山 活 動 の 違 い を 説 明 す る た め，に沿った測線では，古い海底年代（＞5,000 万年
沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布── 21

図 11
図 10

九州地方（a）と四国～中国地方（b）の下に沈み込んだフィリピン海プレートの温度
構造モデルと含水鉱物の相図から計算されたプレート境界付近の最大含水量分布．図は Tatsumi et al.（2020）による前）の冷たいプレートが高角で沈み込んでいるた
め，前弧域では脱水が起こらず，深部低周波地
震・微動の発生も見られない．また，火山列の直下で一気に脱水を起こし，脱水した流体は鉛直上方に上昇することで，マントルウェッジの融点を下げ，マグマを生成し，活発な火山活動を引き起こしていると結論づけた（図 10（a））．一方，四国～中国地方では，2,600～1,500 万年前といった若い海底年代のプレートが低角で沈み込んでいる

アラスカ沈み込み帯のテクトニックマップ．
挿図の緑色の実線の枠内の領域を示している．紺色の太い実線はヤクタットテレー
ンの領域を表す．白丸は Wech（2016）によって決定された深部低周波微動の震央を示し，水色の破線は図 12 で用いた深部低周波微動の発生域を示す．黒色の太い有刺
線はアリューシャン海溝を示し，黒色の細い線はコンター間隔 20 km で描いた Hayes
et al.（2018）による Slab 2 モデルによる沈み込んだ海洋プレートの上面の等深度線
を，赤色の三角形は火山を示す．赤い矢印
は，Matthews et al.（2016）から計算された海溝における海洋プレートの現在（0 Ma）の沈み込み方向と大きさを表す．ピンク色の破線の枠内は Iwamoto et al.（2022）のモデル領域で，モデル領域を北東側と南西側に分割する中央のピンク色の破線は，沈み込んだヤクタットテレーンと沈み込んだ
太平洋プレートのモデルでの境界を示している．図は Iwamoto et al.（2022）によるため，前弧域で多くの脱水が起こり，深部低周波
地震・微動の発生を引き起こし，その内陸側では

低周波微動が発生している．その内陸側には，火脱水量が必然的に少なくなり，中国地方北部の火山列がみられない．一方，南西側では，太平洋プ

山は活動度が低いと考えた．

レートがヤクタットテレーンに隣接して沈み込ん

同様な隣接地域の違いは，アラスカ沈み込み帯

でおり，深部低周波地震・微動は発生しておらず，

でもみられる（図 11）．アラスカ沈み込み帯の北内陸部に火山列が存在する．このような状況は，東側では，ヤクタットテレーンと呼ばれる海台がまさに，上述の四国～中国地方と九州地方の違い

沈み込んでおり，沈み込んだプレート上面で深部と同様である．しかしながら，西南日本とは異な22 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）さが，それぞれ，6 km，25 km と通常のスラブに比べてかなり厚く，スラブ上面からスラブのモホ面までの鉛直方向の脱水勾配の総和を求めてみた．その結果，ヤクタットテレーンの深部低周波
微動が発生している領域の深部側のスラブ内でのみ，脱水勾配の総和が大きい領域が生じた（図12）．このことは，このような脱水分解反応で生じた流体が鉛直上方に上昇し，プレート境界に沿って浅部に移動したことによって，深部低周波
微動の発生に影響を及ぼした可能性があることを示唆している．四国～中国地方と同様，沈み込んだヤクタットテレーンでは，前弧域で多くの脱水が起こり，その結果，その内陸側では脱水量が少なくなり火山列が形成されなかったと解釈した．
一方，太平洋スラブでは，火山列のほぼ直下で厚いスラブマントルからの脱水が支配的であるという結果が得られ，火山列の形成に寄与したと結論
図 12 上図：スラブ上面からスラブのモホ面までの鉛直方向の脱水勾配の総和の空間分布．
黒枠はモデル領域を示す．鉛直方向の脱水勾配の総和は，相図のデータが存在す
る，スラブ上面の深さがモデル下面（深さ 200 km）よりも浅く，温度が 200℃より高い領域のみプロットしている．白枠は図
11 の深部低周波微動の発生域を，黒線の三角形は火山を示す．ピンク色の太い点線
A-B は，下図で，鉛直面内においてスラブを構成する各層と厚さを示した測線を表す．下図：上図の測線 A-B に沿った鉛直
断面内におけるスラブを構成する各層と厚さの分布．図は Iwamoto et al.（2022）に
加筆

づけた．
6． ま

と

め

本稿では，プレート境界付近で発生するさまざ
まなスロー地震と温度構造・脱水分布の関連性について，フィリピン海プレートが沈み込んでいる
西南日本とアラスカ沈み込み帯を対象地域として，われわれが行ってきた研究を中心に述べてきた．以下，主要な点についてまとめる．
（1）2000～2005 年東海長期的 SSE と 2009～2011
年豊後水道長期的 SSE の解析結果から，り，沈み込むヤクタットテレーンと太平洋プレー

10 cm のすべりの浅部側上限の温度は約

トの年齢の差は小さく，また沈み込み角も大差は

350～370℃と推定された．このことは，長ないため，上述の西南日本のような解釈はできな

期的 SSE は不安定すべりと安定すべりのい．このようなアラスカ沈み込み帯における違い

遷移領域で発生しているということを示唆の原因を解明するため，Iwamoto et al.（2022）はしている．

同地域で 3 次元温度構造モデリングを実施し，得（2）温度構造モデリングの結果から，東海地方，

られた温度分布と相図を用いて，脱水勾配を求め

伊勢湾北部，四国，アラスカの深部低周波た（図 12）．通常の脱水勾配の求め方では，ヤク

地震・微動の発生域の浅部側上限の温度はタットテレーンと太平洋プレートで大きな違いは

415～550℃と温度範囲が広かった．これ見られなかったため，スラブの厚さ方向の構造のが，地域性によるものなのか，温度の不確違いに着目した解析を行った．すなわち，ヤク

定性によるものなのかについては不明であタットテレーンでは，海洋堆積層と海洋地殻の厚る．また，深部低周波地震・微動は，多く
沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布── 23

の地域で安定すべり領域で発生しており，

Blanpied, M. L., Lockner, D. A. and Byerlee, J. D. 1995.

温度構造からその発生メカニズムを理解す

Frictional slip of granite at hydrothermal conditions.

ることは困難である．
（3）スラブの含水鉱物からの脱水による流体が深部低周波地震・微動の発生に影響を及ぼしている可能性が高い．伊勢湾では，脱水勾配が小さい領域で，深部低周波地震・微動の空白域が生じ，四国では，沈み込み角が小さく，海底年代の若いフィリピン海プ
レートの沈み込みにより，脱水が前弧域で起こっている可能性がある．
（4）アラスカにおける深部低周波微動と火山活
動のテクトニックセッティングは，西南日本のものと類似しているように見えるが，それらの生成メカニズムは異なっていると考えられる．西南日本では，沈み込む海洋
プレートの年代と沈み込み角の違いによって，一方，アラスカでは海洋堆積物と海洋地殻の厚さの違いによって制御されていると推定される．

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吉岡祥一
［よしおか

現職

しょういち］

神戸大学都市安全研究センター/大学院理学研究科惑星学専攻 教授
略歴

神戸大学理学部卒業，京都大学大学院理学研究

科地球物理学専攻

博士課程修了．日本学術振興会 特別研究員．愛媛大学理学部地球科学科 助手．九州大学
大学院理学研究院地球惑星科学部門 准教授．2009 年
10 月～ 神戸大学都市安全研究センター/大学院理学研
究科惑星学専攻 教授（2020 年 4 月～2022 年 3 月 都市
安全研究センター長）現在に至る
研究分野

マントルダイナミクス，測地学，地震学

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沈み込み帯で発生するスロー地震と温度構造・脱水分布── 27

2023 年 2 月 6 日，トルコカフラマンマラシュ地震から考える連動型地震の起こり方
遠田晋次る．この 2 つの地震のマグニチュードは論文に
1． は じ め に

よって異なり，前者が Mw7.7～7.8，後者が Mw
7.5～7.7 とされるが，ここでは USGS にしたがう．

トルコ・シリアにおいて 5 万 6 千人以上の死

2．1

北アナトリア断層帯と東アナトリア断層帯

者，10 万棟以上の家屋倒壊，4 兆円以上の経済的カフラマンマラシュ地震は大局的にみると東ア損失をだしたトルコ南東部，カフラマンマラシュ

ナトリア断層帯（East Anatolian fault zone ; EAF）

地震（Mw7.8, Mw7.5）から原稿執筆時点で約 1で発生した地震である．前述のコジャエリ地震を年が経過した．トルコでは，1999 年 8 月の死者

はじめ，20 世紀以降，トルコで発生した多くの行方不明者 1 万 7 千人，経済損失 2 兆円のコジャ

被害地震は北アナトリア断層帯（North Anato-

エリ地震（イズミット地震とも称される）以来のlian fault zone ; NAF）で発生してきた（たとえ国家規模の地震災害となった．本稿では，カフラ

ば，Barka, 1996）．北アナトリア断層帯は，トルマンマラシュ地震前に公表されていた論文と本震

コ 北 部 に 東 西 に 約 1,000 km に わ た っ て 延 び る

後約 1 年間に出版された主要論文にもとづき，地ユーラシアプレートとアナトリアブロックの右横震発生にかかわるテクトニクス，長期評価，地震ずれプレート境界である．3 万人を超える死者を活動，地殻変動，本震の破壊過程，余震活動など

出した 1939 年のエルジンジャン地震（Mw7.8）

を手短にレビューする．そのうえで，長大活断層

以降，同断層帯上では数カ月～32 年間隔で大地系から発生する大地震の発生過程や長期評価向上

震が震源域を西に移動しながら続発した（図 1，のための考察を加える．

Barka, 1996 ; Stein et al., 1997）．北アナトリア断層帯の地形地質および測地学的な右横ずれ変位速2． 2023 年カフラマンマラシュ地震

度は 20～25 mm/年で（たとえば，Reilinger et al.,

シーケンスと破壊過程

2006），歴史地震や古地震調査から同断層帯を構成する断層の活動間隔は 200～700 年とみられて2023 年 2 月 6 日にトルコ南東部で発生した地いる（たとえば，Kozacı et al., 2011）．1999 年 8

震は，一般には「トルコ・シリア地震」と呼ばれ月にはイスタンブール東方でコジャエリ地震，同ることが多い．ここではアメリカ合衆国地質調査

年 11 月にはデュズジェ地震（Düzce earthquake,

所（USGS，2023）にしたがって，同日 1 時 17 分

Mw7.3）が続発した．北アナトリア断層帯はイス（UTC）に発生した Mw7.8 地震をパザルジュッ

タンブールの南のマルマラ海を東西に横切っていク地震（Pazarcık earthquake），約 9 時間後の 10

るが，1766 年以降大地震の記録がなく地震空白時 24 分（UTC）に発生した Mw7.5 地震をエル域となっている．コジャエリ地震による応力伝播

ビスタン地震（Elbistan earthquake）と呼び（図も懸念され，地震発生確率の上昇が指摘されてい1），この 2 つを合わせてカフラマンマラシュ地震

る（Parsons et al., 2000）．

シーケンス（Kahramanmaraş earthquake sequence）

一方，トルコ南東部には，アナトリアブロック

もしくはたんにカフラマンマラシュ地震と定義すとアラビアプレートの境界に全長約 600 km の東

28 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 1

トルコ共和国に分布するプレート境界と 20 世紀以降の歴史地震．USGS（2023）の基図に歴史地
震震源域（Barka, 1996 ; Stein et al., 1997）と 2023 年カフラマンマラシュ地震の破壊域を加筆．
橙色がパザルジュック地震の震源断層を，青色がエルビスタン地震の震源断層を示す

アナトリア断層帯が分布する．東アナトリア断層

2．2

パザルジュック地震，エルビスタン地震の震源破壊過程と断層モデル

帯の起源は第三紀中新世にさかのぼり（HubertFerrari et al., 2003 ; Pousse-Beltran et al., 2020），

このように，20 世紀以降 M7 以上の地震が起

累積左横ずれ変位や第四紀後期の変動地形から，

こっていなかった東アナトリア断層帯で，2023

約 10 mm/年の左横ずれ変位速度が見積もられて

年 2 月 6 日 1 時 17 分（UTC）にパザルジュック

い る（ た と え ば，Aktug et al., 2016）．GNSS に地震が発生した．この地震では，同断層帯の南西基づく左横ずれ変位速度も同様に約 10 mm/年と半分の約 350 km 区間が変位し，その後 9 時間後され（たとえば，McClusky et al., 2000），地形地には，本震震央から約 100 km 北に位置する東西質からの見積もりと整合する．東アナトリア断層

走向のチャルダック断層（Çardak fault）で左横帯の活動度は北アナトリア断層帯の半分以下であずれ変位をともなってエルビスタン地震が発生しるが，中部から南西部を中心に多くの歴史被害地

た．

震が記録されている（Ambraseys, 1989 ; Ambra-

同地震後 1 年間で，両地震の震源断層モデルや

seys and Jackson, 1998）．ただし，過去約 50 年

地表地震断層に関する多くの論文が公表された間に限ると，北アナトリア断層帯との会合点付近（Melgar et al., 2023 ; Okuwaki et al., 2023 ; Mai

で 1971 年 に M6.8，2020 年 に M6.1，2020 年 にet al., 2023 ; Karabulut et al., 2023 など）．著者やM6.8 の地震が起こったのみで，全般的に地震活解析手法によって断層長や断層分布，すべり分動が低調であった（図 1）．

布，破壊過程などに関する多少の相違はある．しかし，パザルジュック地震の破壊は分岐断層から
東アナトリア断層本体に合流し，その後バイラテ
2023 年 2 月 6 日，トルコカフラマンマラシュ地震から考える連動型地震の起こり方── 29

図 2

パザルジュック地震とエルビスタン地震の震源断層モデル（Melgar et al., 2023 に加筆）．（a）破壊過程とすべり量分布．緑丸は都市を示す．（b）2 つの地震のモーメント時間関数．白三角はナルル断層によるモーメント解放を示す

ラルに約 350 km 区間が破壊したこと，エルビス

達し，その後，破壊は同断層パザルジュックセグ

タン地震はチャルダック断層の中央部からバイラ

メント（Pazarcık segment）との接合点から北東テラルに破壊が進展し約 170 km 区間が活動したと南東へバイラテラルに進行した．Okuwaki et

点で一致する（Melgar et al., 2023，図 2a）．以下

al.（2023）は最初のサブイベント（Mw6.9）直後

は，遠地 P 波記録のポテンシー密度テンソル逆にまっすぐに東アナトリア断層本体が動いたわけ

解析を用いた Okuwaki et al.（2023）による破壊ではなく，5 秒ほどの遅延があったと推定してい過程を記す．

る．2 つ目のサブイベント（Mw7.6）は破壊の南

パザルジュック地震の震央（破壊開始点）は東

西方向への進展であり，破壊の向きが震源方向へ

アナトリア断層本体から南約 20 km の地点に位置戻ってくるため，かれらはこれを back-rupture

する（図 2a）．初期破壊は，EAF から南西に短propagation と呼んだ．このとき 20 秒かけて 120

く分岐した既知のナルル断層（Narlı fault）でのkm の区間で破壊が生じたことから S 波速度を超

斜めすべり変位（左横ずれと正断層すべり）に端える超剪断破壊伝播（supershear rupture propa-を発する．現地調査からはナルル断層の地表地震

gation）が断続的に生じたと指摘している．3 つ断層は東アナトリア断層に完全に合流していない

目のサブイベント（Mw7.4）は 2 つ目から 20 秒が（Rietman et al., 2023 ; Karabacak et al., 2023），

遅れで生じた．北東への破壊進展に対応する．最

ほとんどの震源断層モデルで分岐断層として扱わ

後の 4 つ目のサブイベントは地震発生から 45 秒

れている．このナルル断層での約 25 km 区間の後に発生した．走向が反時計回りの 54°程度と推動きが，最初のモーメント解放レートのピークと定され，パザルジュック地震全体の 43%（Mw7.7）一致する（図 2b）．このときの地震モーメントはものモーメント解放があったとしている．これ

パザルジュック地震全体の 3％にあたる．

は，ほぼアマノスセグメント（Amanos segment；

ナルル断層の変位は東アナトリア断層本体に到30 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

場所は図 5 を参照のこと）での断層運動に相当す図 3 ピクセルオフセット法によって求めたパザルジュック地震とエルビスタン地震の地震時水平変位（Mai et al., 2023）．（a）変位量とその向き．（b）断層沿いの左横ずれ変位分布

る．Okuwaki et al.（2023）は，このイベントでet al., 2023）．また，CMT 解においてノンダブルも超剪断破壊を指摘している．なお，バックプロ

カップル成分が卓越するのは，破壊が Z 字状に

ジェクション法による逆解析では，北東への破壊

屈曲し，東西の断層端部分での走向・傾斜・すべが先で，南東への破壊は少し遅れて生じたとされり角が変化したためとみられる（Okuwaki et al.,ている（Mai et al., 2023）．

2023）．地表地震断層も，西端では Y 字状に分岐

測地インバージョンでは，Sentinel-1 画像を用し（Rietman et al., 2023），分岐断層周辺では正いた SAR のピクセルオフセット法による左横ず断層解をもつ余震が卓越する（Karabulut et al.,

れ変位分布が示されている（たとえば，Mai et2023）．東部は真っ直ぐにチャルダック断層に延al., 2023，図 3b）．パザルジュック地震の最大変

び ず， 北 東 走 向 の ド ー ア ン シ ェ ヒ ル 断 層

位は震央の約 30 km 北東のカフラマンマラシュ（Doğanşehir fault）に続く（断層位置は図 5b をで 6～7 m に 達 し， さ ら に 北 東 70～100 km の 地

参照，Rietman et al., 2023）．主要活断層である点でも最大 6 m の変位が生じた．震央から南西のマラトヤ断層（Malatya fault）ではなく，並走す

アマノスセグメント上では 3～4.5 m の変位がみるマイナーなドーアンシェヒル断層に破壊進展しられ南西端に向かって急減する．ALOS-2 によるた点は興味深い．パザルジュック地震で超剪断破InSAR 解析でも同様のすべりピークが確認され，壊が生じたかどうかは論文によって見解が異なる全体としてパザルジュック-エルケネックセグメ

が，エルビスタン地震の西側への破壊では 4.8

ント（Erkenek segment）で変位が卓越すること

km/秒（Melgar et al., 2023，図 2）程度の超剪断が示されている（Kobayashi et al., 2024）．

破壊進展が生じたとする点は一致した見解となっ

一方，エルビスタン地震では，東西走向のチャている．

ルダック断層の中央部から東西にバイラテラルに

ピクセルオフセット法による解析では（図 3），

破壊が進展した（図 2a）．総破壊長は約 170 km

エルビスタン地震の変位量分布はコンパクトな単に達する．この地震の地震モーメントは USGS で

峰型で，最大左横ずれ変位量は 7 m を超えパザル

は 2.6E+20 Nm（Mw7.5）とされているが，多く

ジュック地震を上回る．

の論文がやや大きめの値を算出している（3.2E+
20 Nm, Okuwaki et al., 2023 ; 3.64E+20 Nm, Melgar
2023 年 2 月 6 日，トルコカフラマンマラシュ地震から考える連動型地震の起こり方── 31

みかけの摩擦係数（μʼ）を 0.4 と仮定した場合，同断層中央部の震源付近で約 3 bar の応力増加が見込まれる．ΔCFF ではなく，剪断応力と法線応力成分でみると，後者の変化が著しい（図 4b）．
Kobayashi et al.（2024）でも，チャルダック断層の震源付近での法線応力増加（unclamping）の重要性が指摘されている．パザルジュック地震の動的破壊過程を再現した Ren et al.（2024）も，動的応力変化が影響したと考えるよりも静的クーロン応力変化によるものと結論づけている．約 3
bar の応力増加は平均的な地震時応力降下の 1/10程度もあり，「最後の一押し」には十分な載荷量と考えられる．同断層は左横ずれ変位速度が 3mm/年にもかかわらず少なくとも過去 2,000 年間に大地震は発生していない（Duman and Emre,2013）．地震サイクルの終盤，いわゆる「満期」に近い状態だったのだろう．
3． 長期評価の視点からみた
図 4

パザルジュック地震によるエルビスタン地
震の震源断層面上での静的応力変化（Todaand Stein, 2024）．USGS（2023）の震源断層モデルを使用．（a）剪断応力変化．（b）法
線応力変化

カフラマンマラシュ地震
3．1

東アナトリア断層帯の分布と変位速度

北アナトリア断層帯と同様，東アナトリア断層
帯はマクロにみるとプレート境界をなしている．
図 5 に東アナトリア断層帯を示すが，同断層帯

2．
3パザルジュック地震とエルビスタン地震のは，北アナトリア断層帯との接合部であるカルル

関連性

オバ三重点（Karlıova triple junction）からアン

前述のようにパザルジュック地震の約 9 時間後

タキヤ（Antakya）まで南西に約 600 km にわたっに，同地震の震央から北方約 90 km のチャルダッて延びる．詳細な断層分布状況や地震発生層など

ク断層上で断層変位が起こり，約 170 km の区間を鑑みると，単純なプレート境界ではなく，長大が活動した．トルコ防災危機管理庁（AFAD）

活断層帯とみなすことができる．北アナトリア断の震源カタログには，この間にチャルダック断層層帯に比べて，断層不連続（ステップ）や屈曲，での地震記録はない．パザルジュック地震直後の分岐，並走が顕著であり，プレート間の相対運動

検知能力の低下も考えられるが，前震活動もなくを吸収する範囲はきわめて幅広い．特に断層帯中

9 時間後に突然発生している．

央部のチェリクハン（Çelikhan）市で南西に向

エルビスタン地震は先行するパザルジュック地

かって 2 条に分岐する．そのため，チャルダック

震による影響なのか．もしそうであれば，どのよ

断層は一見すると東アナトリア断層帯の外に位置う な 物 理 要 素 が 遅 延 誘 発 を 招 い た の か．Toda

するようであるが，この断層も広義の東アナトリ

and Stein（2024）は，USGS のパザルジュック地ア断層帯に含まれる（Duman and Emre, 2013）．

震の断層モデルを用いてエルビスタン地震破壊面

シュルグ断層（Sürgü fault）からチャルダック断での静的クーロン応力変化（ΔCFF）を計算した．

層，サブルン断層（Savrun fault）へと続く断層32 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 5

東アナトリア断層とその周辺の活断層分布（Duman and Emre, 2013 に加筆）．（a）東アナトリ
ア断層（赤線）と主なセグメント名と左横ずれ変位速度，想定最大マグニチュード（Gülerce etal., 2017）．（b）2023 年カフラマンマラシュ地震の地表地震断層分布（Rietman et al., 2023）

帯は，シュルグ-ミシス断層系（Sürgü-Misis fault
system）とも呼ばれている（Duman et al., 2020）．

3．2

東アナトリア断層帯 2023 年活動区間の活動史

そのほか，同断層系の南西延長にも複数の断層が東アナトリア断層帯沿いの歴史地震について並走し，全体として広域の変形ゾーンを構成しては，古文書や現地調査に基づく被害の記録から，いる．そのため，東アナトリア断層帯中央部の過去約 1,500 年程度の震央分布と地震規模が推定

チェリクハン市を挟んで北東側は左横ずれ変位速されている（Ambraseys, 1989 ; Ambraseys and

度が 10 mm/年，パザルジュックセグメントではJackson, 1998）．ただし，被害は人口集中域に限

7.5 mm/年，アマノスセグメントで 3.5 mm/年と定されることと断層トレースの複雑性により，活なる．歪み分割（strain partitioning）によって断層との対応は容易ではない．そのため，研究者

本体側では南西への変位速度の減衰が生じているによってさまざまな解釈が行われている．図 6 に（Gülerce et al., 2017，図 5）．さらに，アマノス

は，カフラマンマラシュ地震後の見直しも含め，

セグメントと並走するナルル断層，イエゼメック

その代表的なものを示した．

断 層（Yezemek fault） は 死 海 断 層（Dead Sea

パザルジュック地震の震源断層となったアマノ

fault zone）の延長とも解釈されている．東アナス，パザルジュック，エルケネクセグメントにつトリア断層帯の南西部は死海断層帯との会合部でいて，Duman and Emre（2013）は，最新活動時もあることから，きわめて複雑な変形帯となって期をそれぞれ西暦 521 年（Mw7.5），1513 年（Msいる．

7.4），1893 年（Ms7.1）と解釈した（図 6a）．アン
2023 年 2 月 6 日，トルコカフラマンマラシュ地震から考える連動型地震の起こり方── 33

図 6

東アナトリア断層帯沿いの歴史地震と推定活動区間．（a）Duman and Emre（2013），（b）Özacar
et al.（2023），（c）Karabacak et al.（2023）

34 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

タキヤ（Antakya）やシリアのアレッポ（Aleppo）

な い． 北 東 部 の ピ ュ テ ュ ル ゲ（Pütürge）-パ ルに壊滅的な被害をもたらし，死者数 3～6 万人と（Palu）セグメント境界のハザール湖（Lake Hazar,

推定される 1822 年の地震（M7.5）は，地表断層

図 5）周辺でのトレンチ調査（Çetin et al., 2003）

トレースの鮮明さから，アマノス区間に並走するや同湖での湖底堆積物による地震イベントの検出

死海断層のイエゼメックセグメントで発生したと（Hubert-Ferrari et al., 2020），シュルグ-ミシス推定した．この 1822 年地震については，2023 年

断層帯でのトレンチ調査（Duman et al., 2020）

以前はアマノスセグメントの活動とする解釈が多に限られる．2023 年カフラマンマラシュ地震の数であった．この解釈にもとづいた応力伝播モデ

破壊区間に限ると，地震前のトレンチ調査はわず

ルでは，アマノスに隣接するパザルジュックセグ

か 3 カ 所 で， 調 査 結 果 の 公 表 も 地 震 後 で あ る

メントにおいて 1822 年以降に約 15 bar 程度もの

（Yönlü and Karabacak, 2023 ; 近藤ほか，2023）．

応力蓄積が想定され，東アナトリア断層におけるYönlü and Karabacak（2023）はパザルジュック

最大ハザード区間と評価されていた（Nalbant et

セグメントの 2 カ所で 2010 年と 2011 年に掘削調al., 2002）．しかし，2023 年地震後に見直された査を行い，過去 1 万年間に少なくとも 5 回の地表Özacar et al.（2023）（図 6b），Karabacak et al.

変位をともなう地震イベントを検出している．そ（2023）（ 図 6c） で は，1822 年 の 地 震 を Dumanのうち，最大歴史地震の西暦 1114 年地震（M＞and Emre（2013）同様にイエゼメックセグメン

7.8）と思われるイベントを 60 km 離れた両サイトに対応させている．1513 年地震に関しては，

トで見出した．2023 年地震と同じ破壊区間を推パザルジュックセグメントを震源とする考えが支定している．一方，西暦 1513 年（Ms ≥ 7.4）に関持されている．一方で，地域最大規模とされる

しては南のトレンチ地点のみで検出されたことか

1114 年地震（M＞7.8）については意見が分かれ

ら，1513 年地震では破壊は北東にまで波及しなる．パザルジュックセグメントとアマノスセグメ

かったとした．近藤ほか（2023）は 2014 年にカントの連動とする考え（図 6c）と，イスケンデ

ルタル（Kartal）地点で行ったトレンチ調査で，ルン湾周辺の町々で甚大な被害が生じていること

堆積物中に 5 回の地震イベントを見出した．イベから，アマノスセグメントではなく，並走するント間の最小再来間隔を 900 年と推定している．

シュルグーミシス断層帯南西部に対応させる説が

3．3

東アナトリア断層帯の地震ハザード評価

ある（図 6b）．後者では，アマノスセグメントは

カフラマンマラシュ地震前には，どのようなハ

6 世紀頃を最後に活動していなかったことになる．

ザード評価が行われていたのか．トルコの最初のなお，1893 年（Ms7.1）地震については，チェ

地震ゾーニングマップ（seismic zoning map）は

リクハン市に被害が集中するためにエルケネクセ

1945 年に公表され，科学的知見・工学的技術進グメントの活動とされていることが多い．しか歩によって，その後何度も更新された．特に 1990

し，Özacar et al.（2023）はシュルグ断層が震源

年代，2000 年代には主要活断層マップの充実ととと推定している．シュルグ断層はチャルダック断

もに，観測地震だけではなく，震源断層を特定し層と隣接するにもかかわらず，エルビスタン地震

た地震ハザード評価が格段に進歩した．トルコ全で動いていない．Özacar et al.（2023）の見方を

土の確率論的地震動予測を行った最新の成果としすれば，最新活動から 130 年しか経過していないて，Akkar et al.（2018），Demircioğlu et al.（2018）

ため連動しなかったと考えることもできる．

などがある．また，東アナトリア断層帯に特化しトルコでトレンチ調査が本格化したのは主とした研究としては Gülerce et al.（2017）がある．

て 1999 年のコジャエリ地震後である．特に北アDemircioğlu et al.（2018）は，活断層データベー

ナトリア断層に集中している（たとえば，Klinger

ス（Emre et al., 2018）にもとづいて Wells andet al., 2003 ; Kondo et al., 2010）．そのため，東ア

Coppersmith（1994）の経験則から最大 M を求め，

ナトリア断層帯沿いの古地震データはきわめて少

一回り小さな地震や周辺の領域震源なども考慮

2023 年 2 月 6 日，トルコカフラマンマラシュ地震から考える連動型地震の起こり方── 35

し，トルコ全土の震源をコンパイルした．そのう

歪みレートが 10−7/年を超える．

えで，ロジックツリーを採用し確率論的地震動予

東アナトリア断層沿いの剪断歪レートは北アナ測図を作成した．それによると，再来周期 475 年

トリア断層と比べて顕著に低い．特に南西半分に時の予測震度（MMI）は，北アナトリア断層帯

おいては，周辺域（プレート内）の歪レートとほ沿いで全域で IX を超えるのに対し，東アナトリ

ぼ変わらない（図 7b）．北アナトリア断層に比較

ア断層帯の南西部では VIII～IX 程度とやや低い．

すると 2 桁以上小さい．一方で，過去 28 年間の東アナトリア断層帯から発生する M7.8 以上の年

GNSS 観測をとりまとめた Kurt et al.（2022）は，−3

発生頻度も 2.0～4.0×10 （再来周期 250～500 年）

チャルダック断層とパザルジュックセグメントをと，北アナトリア断層帯 3.0～9.0×10−3（再来周

横切る測線で，幅 60 km にわたる 9.7 mm/年の左期 110～330 年）に比べて小さく見積もられてい横ずれ変形を指摘していた（図 7c）．

た．

東アナトリア断層沿いの低歪みレートに対応す

Gülerce et al.（2017）は，最新の活断層情報にるように，地震活動も全般的に低調であった．図もとづいて東アナトリア断層帯を 11 にセグメン

8 は 2007～2019 年 の 震 央 分 布（Güvercin et al.,

ト区分し，11 とおりの連動破壊のシナリオを構

2022）にカフラマンマラシュ地震の震源断層を重築した．それぞれのシナリオでの Mw を見積もねた．図中の色付きは東アナトリア断層から両側り，観測地震ベースの GR 則を適用して発生確率15 km 以内の M ≥ 2.5 地震の震央である．エルケを求めた．断層帯南西部の複雑な分岐やロジック

ネック区間とパザルジュック区間のごく一部を除ツリーなども採用した現実的な評価ではあるが，き，地震活動はきわめて低調であった．特にチャ

20 世紀以降の地震活動の低調さと 2023 年破壊区

ルダック断層沿いにはほとんど地震が発生してい間の変位速度の遅さなどから，相対的に低い地震

ない．前述の確率論的地震ハザード評価（PSHA）

ハザード評価が示されていた．Truncated GR 則

では，断層変位速度の小ささに加え，このような（M7 程度以上の大きめの地震頻度がより小さく

低調な地震活動が GR 則に反映されていたため，なる）を採用していることも一因とみられる．最

相対的に発生確率が小さく評価されていた．

大地震に関しても，アマノスセグメント単独のその一方で，AFAD の震源カタログを調べる

140.98 km が最長で M7.5 にとどまる（図 5）．パと，パザルジュック地震の震央付近では前駆的地

ザルジュック～アマノスセグメントが連動破壊す震活動とも考えられる活動が認められる．約 7 カるシナリオは組み入れられていなかった．

月前よりこのナルル断層周辺で群発地震ともいえるような地震活動の活発化がみられる（図 9）．

4． カフラマンマラシュ地震前の累積図をみると，震央 25 km 以内の地震発生レー

地殻変動・地震活動

トは，それ以前の約 7 倍にも達する．つまり，群発地震活動の一部がナルル断層の動きを誘発し，

1990 年代から GNSS 観測がトルコにも導入され，同国を取り巻くプレート間の相対速度やアナ

その後に東アナトリア断層帯沿いの約 350 km にわたる破壊を誘発したとも解釈できる．

トリアブロックの西進と反時計回りの動き（図この震央付近の地震活動に関する精緻な分析は7a）などが明らかになった（たとえば，McClusky

Kwiatek et al.（2023）によって行われている．

et al., 2000）．近年の InSAR と GNSS の統合モデ

同論文は，震央の 65 km 以内の地域の複数の地

ルによる地殻変動解析は精細で，プレート境界沿震クラスターについて，採石爆破の除去を行い，いにおける歪レートの局所化が可視化されているそれぞれのクラスターの時系列，b 値などを調べ（たとえば，Weiss et al., 2020，図 7b）．北アナト

た．その結果，2020 年 6 月頃から徐々に活動がリア断層沿いでは 20 mm/年を超える右横ずれ変活発化し，そのうちの一部で本震の約 8 カ月前か

位が幅 50～80 km の断層帯で生じており，剪断

ら活動が加速したことを突き止めた．また数カ月

36 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 7 トルコ共和国におけるカフラマンマラシュ地震前の地殻変動．（a）ユーラシアプレートに対して反時計回りの GNSS 水平ベクトルを示すアナトリアブロックとアラビアプレート（Weiss et al.,2020）．（b）GNSS と InSAR の同時逆解析による最大剪断歪み分布（Weiss et al., 2020）．（c）長期 GNSS 観測による断層平行成分の変位レート（Kurt et al., 2022 に加筆）

2023 年 2 月 6 日，トルコカフラマンマラシュ地震から考える連動型地震の起こり方── 37

図 8

東アナトリア断層沿いの地震活動と 2023 年カフラマンマラシュ地震シーケンスの破壊区間（マゼンタ）（Güvercin et al., 2022 に加筆）．（a）2007～2019 年の震央分布図（灰色）．断層から 15
km 以内の M2.5 以上の震源はセグメントごとに着色．（b）東アナトリア断層沿いの両側水平距
離 15 km 以内の震源分布

図 92020 年以降のパザルジュック地震震央近傍の地震活動．（a）トルコ防災危機管理庁（AFAD）
カタログの震央分布．（b）パザルジュック地震震央から 25 km 以内の地震活動の累積曲線

38 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

前から b 値の低下，直前 1 週間の静穏化も確認されている．AFAD の観測体制が整備された 2014年以降このような活動はなく，これらが本震に先行する一連の準備過程・前駆的活動と主張している．Över et al.（2023）も同様の活動を図示している．
5． カフラマンマラシュ地震の余震活動とその特徴
北アナトリア断層のように，東アナトリア断層
帯の未破壊区間やその南方に連続する死海断層沿
いで大地震の続発が懸念される．本震後約 1 年が経過するが，同地震の余震活動はどの程度活発なのか．
一般に，余震数は本震の M に依存する．また，震源の深さ，地震のタイプにも影響される．そのため，カフラマンマラシュ地震の余震活動を評価するには，同程度の地殻内地震と比較する必要がある．図 10a は，2000 年以降に発生した M7.8～
7.9 の地殻内地震と比較したものである（Todaand Stein, 2024）．カフラマンマラシュ地震は，
M4.5 以 上 の 余 震 数 で は 2008 年 中 国 四 川 地 震（M7.9）についで多い．ただし，大森-宇津式の p値が 1.3～1.4 を示し，減衰も著しく，推定余震継続期間も 1～2.5 年程度と顕著に短い（図 10b）．
Toda and Stein（2024）は，その理由の 1 つとして東アナトリア断層の成熟度の高さと構造のシン

図 10

カフラマンマラシュ地震の余震活動とその減衰（Toda and Stein, 2024 を改変）．（a）
余 震 累 積 曲 線．2000 年 以 降 に 発 生 し た
M7.8 以上の地殻内地震との比較．（b）余震の時間減衰と大森-宇津式による回帰線

プルさをあげている．
また，パザルジュック地震では約 350 km の長

パザルジュック地震によってΔCFF が数 bar 以

大な区間が活動したため，広域でΔCFF が負と上増加したにもかかわらず，その後の地震活動はなるストレスシャドウ（stress shadow）が想定

低 調 で あ る（ 図 11 の 白 枠 内，Toda and Stein,される（図 11，Toda and Stein, 2024）．ストレ2024）．エラズー地震の余震活動が直前で終わっスシャドウ域では，数カ所で地震活動の低下も確ていたこと，さらに同地震の応力降下が顕著で認されている（図 11 の破線内）．

あったことが理由とみられる．

逆に，パザルジュック地震破壊域の北東端と南パザルジュック地震 14 日後の 2 月 20 日には，西端，エルビスタン地震破壊域の西端と東端付近

破壊域南端のアンタキヤで M6.3 の余震が発生しではΔCFF は顕著に正となる（図 11）．パザル

た． パ ザ ル ジ ュ ッ ク 地 震 に よ っ て ハ タ イ 断 層

ジュック地震破壊域の北東延長部は，2020 年 1 月（Hatay fault）に 1 bar 以上の CFF が加わったた

24 日のエラズー地震（Elâzığ earthquake, M6.8）

めとみられている（Karabulut et al., 2023）．このの震源断層にあたる．興味深いことに，ここでは地域は南へ死海断層，南西へはシプリエン沈み込

2023 年 2 月 6 日，トルコカフラマンマラシュ地震から考える連動型地震の起こり方── 39

図 11

カフラマンマラシュ地震による静的クーロン応力変化（Toda and Stein, 2024 を改変）．常時
地震活動（マゼンタ）と余震（黒）域との関係

み帯へ続く三重点近傍にあるため，今後も続発的ク断層の中央部からバイラテラルに破壊が伝播な活動が懸念される（Karabulut et al., 2023）．まし，約 170 km 区間が動いた．

た，エルビスタン地震破壊域の西端でも余震活動

4）パザルジュック地震による静的応力変化にが活発で，隣接するサブルン断層（Savrun fault）

よってエルビスタン地震が誘発された可能性が高などの活動も想定される．

い．
5）両震源を横切る測地学的な左横ずれレート

6． お わ り には約 10 mm/年．ただし，約 60 km にわたり幅広
く変形し，北アナトリア断層帯や東アナトリア断本稿ではカフラマンマラシュ地震の発生場，長短期プロセス，破壊過程，余震活動などを振り返った．それらをまとめると，層帯北東部のような変形の局所化はみられなかった．
6）パザルジュック地震破壊区間の左横ずれ変

1）パザルジュック地震（Mw7.8），約 9 時間後

位速度は 7.5～3.5 mm/年と南西に向かって低下のエルビスタン地震（Mw7.5）ともに広義の東アする．チャルダック断層の左横ずれ変位速度は約

ナトリア断層帯沿いで発生した．

3 mm/年．

2）パザルジュック地震は分岐断層のナルル断7）最新活動時期については諸説あるが，エル層から破壊が始まり，東アナトリア断層との接合

ケネック・パザルジュック・アマノスセグメント部からバイラテラルに進展し，約 350 km 区間がは，それぞれ西暦 1893 年もしくは不明，1513 年，

動いた．最大左横ずれ変位量は 6～7 m.

1114 年もしくは 6 世紀と推定されている．チャ

3）エルビスタン地震では，既知のチャルダッ
40 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

ルダック断層は過去 2,000 年間に M7 を超える地

震は生じていなかった．

able model）に親和的で，すべり欠損量の大きさ

8）震源域の 20 世紀以降の地震活動は低調．たなどによって連動性や総破壊長が決まってくるのだし，直前 7～8 カ月間はパザルジュック地震震

ではないだろうか．今回の東アナトリア断層帯沿央周辺で活動が活発化．前駆的地震活動とみる研

いでも，エルケネックセグメントの最新活動が究もある．

1893 年地震であったかどうかは不明としても，

9）余震活動の時間減衰は顕著で，2023 年 2 月

パザルジュックセグメントは 1513 年地震もしく

20 日 M6.3 以降，M6 を超える余震は発生していは 1114 年地震なので，かりに平均変位速度をない．ただし，断層端付近のオフフォルト余震活7.5 mm/年とするとすべり欠損は 4～7 m となる．

動は活発で，今後も続発的な大地震が懸念される．

アマノスセグメントは 1513 年もしくは 6 世紀な

なお，本年 1 月 1 日に発生した能登半島地震

ので，平均変位速度を 3.5 mm/年とすると 2～5 m（Mj7.6, Mw7.5）に関しても，約 150 km にわたっとなる．これらは，おおよそパザルジュック地震て複数の断層が連動したこと，震央が先行する群

時の左横ずれ変位量と整合する（図 3b）．

発地震活動域であったこと，余震の減衰が顕著であること，など共通点も多い．能登半島地震に関謝辞しては今後の調査で多角的に検証が行われるが，本誌編集長の加藤照之氏には本稿執筆の機会な

大規模地殻内地震の発生条件として，1）剪断歪

らびに有益なご助言をいただきました．東北大学

みが十分に蓄積された長大断層系と，2）その断災害科学国際研究所の都市直下地震災害（応用地

層面上もしくは分岐断層も含む近傍での震源核形質）寄附研究部門の原成（nucleation）の促進があげられよう．1）に関リア断層帯沿いの地震活動や連動性に関して議論しては，活断層の変位速度や活動履歴などの情報

いただきました．記して感謝いたします．

勇貴助手には，東アナトがあらためて重要であり，測地観測による歪みの集中・局所化がみられなくても超長期的視点から

参考文献

大地震の発生ポテンシャルを評価する必要があ
る．2）に関しては，主要活断層だけではなく近Akkar, S. et al. 2018. Ground-motion characterization

傍の断層での地震活動も重要である．分岐断層か

for the probabilistic seismic hazard assessment in

ら破壊が始まった例として，カフラマンマラシュ
地震以外にも，2002 年 M7.9 アラスカデナリ断層
地震，2016 年 M7.8 ニュージーランドカイコウラ
地震などもある（Stein et al., 2023）．デナリ断層
地震では 11 日前に発生した Mw6.7 地震の余震域
内から本震の約 300 km の破壊が始まった．2016
年 4 月 16 日の熊本地震（Mj7.3, Mw7.0）も同様
で，28 時間前の Mj6.5 地震の余震域からである．
群発地震も含めて，このような震源核形成の促進に よ っ て， カ ス ケ ー ド 的 に 動 的 破 壊 プ ロ セ ス（dynamic rupture process）が起こり，断層のす

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べり欠損分が地震時変位として現れるのではない

Barka, A. 1996. Slip distribution along the North Ana-

だろうか．その意味で，大地震発生のタイミング

tolian fault associated with the large earthquakes ofは中小地震の活発化で決まり，時間予測モデル（time-predictable model，Shimazaki and Nakata,1980）ではなく，すべり予測モデル（slip predict-the period 1939 to 1967. Bull. Seismol. Soc. Am., 86,
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42 ──地震ジャーナル

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遠田晋次
［とおだ

しんじ］

現職

東北大学災害科学国際研究所教授

略歴

鹿児島大学理学部卒業．東北大学大学院理学研

from satellite data: The 2023 Kahramanmaraş,究科前期博士課程修了．（財）電力中央研究所研究員，Turkey (Türkiye), earthquake sequence. Seism. Rec.,東京大学地震研究所助手，（独）産業技術総合研究所活3, 289-298. doi:10.1785/0320230029

断層研究センター研究員，京都大学防災研究所准教授

Shimazaki, K. and Nakata, T. 1980, Time-predictable
recurrence model for large earthquakes. Geophys.

を経て 2012 年 10 月より現職
研究分野

地震地質学

2023 年 2 月 6 日，トルコカフラマンマラシュ地震から考える連動型地震の起こり方── 43

「令和 6 年能登半島地震」（M7.6）
日本時間 2024 年（令和 6 年）1 月 1 日 16 時

2 月末頃までの M3.5 以上の地震は 570 個を数

10 分頃能登半島で M7.6（Mw7.5）の地震が発え，陸のプレート内での記録に残る地震の中で生し「令和 6 年能登半島地震」と命名されたは 1993 年北海道南西沖地震に次ぐ規模となっ（気象庁，2024b）．能登半島周辺では，明治以ている（図 1（c）；気象庁，2024e）．震度に関降 1892 年，1896 年，1933 年，近年でも 1993 年，

しては石川県志賀町と輪島市で震度 7 を記録し2007 年 に 被 害 地 震 が 発 生 し て い た． ま た，ている．石川県，富山県，新潟県を中心として2018 年 頃 か ら 地 震 回 数 が 増 加 傾 向 に あ り，

建物の倒壊の被害が大きかったが，大津波警報

2020 年 12 月から地震活動が活発化していた．

が発令されて津波による被害も発生した．人的

気象庁（2024a）によれば今回の地震の震源

被 害 で は 死 者 245 名， 負 傷 者 1,302 名 の 合 計

は輪島市の東北東 30 km 付近で深さは 16 km，1,547 名，住家の被害が全壊 8,536 棟を含み，総発震機構は北西-南東方向に圧力軸を持つ逆断計で 116,544 棟となっている（4 月 16 日現在；

層型であり，余震域は北西-南東方向に約 150

内閣府（2024）まとめ）．その他にも，山間部

km に及ぶ長さとなった（図 1（a）および（b）；

を中心とした土砂災害や液状化現象が発生する

気象庁（2024a, d））．なお，USGS の W-phase をなど，多様な災害が同時発生した．特に輪島市用いたモーメントマグニチュードは 7.5 であっでは大規模な火災が発生し，5 万 m2，300 棟以た（USGS Web, 2024）．余震活動は活発であり，上が消失したとされている．

図 1 「令和 6 年能登半島地震」に関する（a）諸元（気象庁（2024a）を改変），（b）震央分布図（気象庁，2024d）と（c）陸のプレートでの主な地震活動の地震回数比較（M3.5 以上）で 2024 年 2 月 29 日 9 時現在（気象庁，2024e）．（a）の Mww は USGS Web（2024）による44 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 2 （a）能登半島の GNSS 観測点の地震時変位．（上）水平変位，（下）上下変位．（b）能登半島の SAR の干渉解析に基づく（上）準東西変位，（下）準上下変位（国土地理院 Web，2024，に加筆）

一方，地殻変動については，能登半島の北西側沿岸が隆起して海岸が干上がり，海岸線が数の海岸線で約 2 m，輪島で約 4 m の隆起となっている（国土地理院 Web，2024）．

百 m 後退したことが話題となった．震源がこ図 3 は 国 土 地 理 院 に よ っ て GNSS と SARの海岸線のすぐ沖合を海岸線とほぼ平行に走る

データから推定した断層モデルを示す．断層は逆断層で発生し，陸側が海側に対してのしあげ

3 面としてモデルパラメータを推定しており，る変動が発生したことが原因である．図 2（a）

すべり量は南西側からそれぞれ 6.8 m，2.2 m，は国土地理院の GNSS 観測による地殻変動で4.4 m と推定された．また，これらから推定しあるが，能登半島の観測点輪島 2 において水平た全体のモーメントマグニチュードは 7.44 と成分で西南西方向に約 2 m，上下成分で約 1.3 m

なった．太田・平川（1979）は能登半島の海岸ほどの隆起を示している．また，図 2（b）の段丘を詳細に調査しており，最も連続性の良い

合成開口レーダ（SAR）による観測では珠洲

M1 面について，能登半島の北部では 110 m の「令和 6 年能登半島地震」（M7.6）
── 45

図 3

令和 6 年能登半島地震の震源断層モデル（国土地理院 Web，2024）

高度となり，その形成年代が約 12 万年前であとなったが，浸水の形跡は認められなかったとることから隆起速度がおよそ 1 mm/yr である

している（気象庁，2024c）．

と推定している．また，この速度は高知県の室Fujii and Satake（2024）には，この地震に

戸岬に次ぐ速い速度であり，日本海沿岸地域のよって得られた津波記録と GNSS データの逆中では最大級であるとしている．

解析を行い，断層面のすべり分布を推定した結

今回の地震は震源域が海底であったことから果が示されている．その他にも，たとえば，地津波が発生し，日本海の沿岸地域に大津波警報

震調査研究推進本部・地震調査委員会（2024）が発令された（気象庁，2024a）．大津波警報はには，関係各機関による詳細な資料の解析から2011 年東北地方太平洋沖地震のあとに基準が断層のすべり分布を推定した結果が示されてい改正されたが，改正以後はじめての発令となっる．これらの結果からすると，おおむね共通した．津波は石川県の沿岸から富山県，新潟県等て，震源断層が北東-南西に延びる 150 km 程に到達したが，気象庁の機動調査班による調査

度の主として南東傾斜の逆断層であり，その断では新潟県上越市での遡上高 5.8 m が最大で層すべりは震源から北東と南西の両側に進行しあった．石川県の震源近くでは，東側の珠洲市

たという破壊過程が浮かび上がっている．震源

飯田港や能登町白丸では 4 m を超える痕跡高断層の南西端は 2007 年能登半島地震の震源域を記録したものの，半島西側の輪島港の験潮所に至り，今回，活動した震源断層の北東端を越や珠洲市長橋の津波観測点では地震直後に欠測えてさらに東側には北西傾斜の断層が連続して46 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

いる．Fujii and Satake（2024）では，この傾（令和 6 年 1 月 1 日）．

斜が異なる断層における次なる地震発生への懸気象庁．2024c．「令和 6 年能登半島地震」における念も示されている．この北東側の海域では，本震直後から関係する機関が協力して，正月返上
で準備を進め，本震後，比較的短期間のうちに大規模な OBS 観測が開始され，現在も継続中である．今後，この解析結果が待たれるとともに，この断層だけでなく能登半島周辺には多数の断層があることがわかっており，引き続き地震や津波への注意が求められる．
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年 1 月 1 日 18 時 10 分）．
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気象庁機動調査班（JMA MOT）による津波に関する現地調査の結果について，報道発表（令和 6
年 1 月 26 日）．
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道発表（令和 6 年 2 月 5 日 14 時 00 分）．
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道発表（令和 6 年 2 月 29 日）．
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── 47

とんところ1662 年日向灘地震（外 所 地震）の
新たな断層モデル構築
山下裕亮・伊尾木圭衣・加瀬善洋に繰り返し発生してきた地震では経験したことの1． は じ め にない大きさであり，特に津波に関しては最大 4～5 m と，この 100 年の間に発生した地震では説明

南海トラフ西端部に位置する日向灘は，普段かができないような大きな津波を引き起こしているら地震活動が活発な領域で，この 100 年の間にはこ と が 特 徴 で あ る（ 羽 鳥，1985 ; 都 司 ほ か，M7 クラスの海溝型地震が十数年～数十年間隔で2018）．江戸時代に発生したこの地震では，当時

繰り返し発生している（図 1）．日向灘の地震のの佐土原城，延岡城，高鍋城，飫肥城など主要な特徴は，震源域が陸域に近いため，強震動による城で石垣や城の破損に関する記述が残されている被害が特徴で，近年では 2022 年 1 月 22 日に Mj

ほか，特に現在の宮崎市南部においては地盤が6.6 の地震が発生して宮崎県と大分県で最大震度1 m ほど沈下し，加江田川と清武川の河口域が入5 強を観測した．津波が発生することもしばしばり江になったことが当時の地図にも残されているあり，M7 前半の地震では 1 m 未満の津波が観測（図 2）．

されている．1968 年日向灘地震（Mj 7.5）では，

もともと外所村にあったといわれている西教寺

宮崎県細島で 132～198 cm，対岸の四国では土佐

は，地震によって寺ごと海没したことが言い伝え

清水で 236 cm の津波を観測（いずれも最大全振られている．歴代住職によって震災の記憶は語り幅）しており，四国南西部での実測値では 3 m を継がれ，この地震の犠牲者を供養し，未曾有の災

超える津波があったことが報告されている（渡害を忘れることなく後世に伝えるべく，約 50 年

辺，1998）．1968 年日向灘地震は，過去 100 年でごとに 1 基ずつ供養碑を建てて法要が行われてき最大規模の地震で，震源過程解析の結果，日向灘

た（図 3）．地震後の地図（図 2 右）を確認すると，北部で最大 4 m 程度の断層のずれがあったこと

地盤沈下して入り江となった領域の中に，島としが示されている（八木ほか，1998）．

て残った部分があることが分かる．この場所は，一方で，日向灘で有史以降最大とされる地震は

現在は島山という名前になっており，今でも周囲1662 年日向灘地震（寛文日向灘地震）とされてよりもわずかながら標高が高い．供養碑はこの島

おり，その規模は M 7.6 と推定され，宮崎県沿岸

山の地に建てられており，現在全部で 7 基の供養部を中心に多数の死者を出したとされる（宇津，碑がある．最も新しい 350 年忌の碑は，2007 年

1999 ; 宇佐美，2003）．この地震によって現在のに西教寺と地域住民らが協力して建てたものであ

宮崎市南部にあったとされる外所村（とんところる．このように，数十年ごとに碑を足しながら後むら）が沈んだと言い伝えられており，宮崎県内

生に災害を語り継ぐ自然災害伝承碑は全国的にもにおいては「外所地震」とも呼ばれている．

珍しい．さらに，数十年に一度 M7 クラスの大地

この地震の特徴は震度 6 相当（松浦ほか，2003）

震が発生している日向灘においては，供養碑をの強震動に加えて，日向灘で発生した地震として50 年ごとに建てる間に 1 度か 2 度は大地震を経は最大級の津波であったとされる（羽鳥，1985）．

験しているはずである．それにもかかわらず，

強震動と津波いずれも日向灘で，この 100 年の間

1662 年日向灘地震のことだけが語り継がれてい48 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

地震とプレート境界浅部で発生する浅部スロー地
震との関係性をはじめとする最新の地球物理学的知見に加え，新たに実施した津波堆積物調査の結果から，1662 年日向灘地震の新たな断層モデル構築が行われた（Ioki et al., 2023）．本論文では，
この新たな断層モデル構築の経緯に加えて，現在の課題と今後の展望について紹介する．
2． 巨大地震とスロー地震
地震とは断層を境に岩盤がずれ動く現象で，通常の地震ではずれの速度が高速で，その結果として強い揺れを引き起こす地震波が生じる．一方，
スロー地震は，ずれの速度が通常の地震に比べる
図 1

日向灘の 100 年間における大地震活動．赤星はプレート境界地震（Mj6.7 以上），青星
はプレート内地震（Mj6.6 以上）の震央（気象庁一元化カタログによる）．グレーの領域
は 1968 年 日 向 灘 地 震（ 八 木 ほ か，1998），
1996 年 10 月 と 12 月 の 地 震（Yagi et al.,1999）の地震時すべり領域（50 cm 以上）を示すと低速であることが特徴で，スロー地震そのもの
で被害を及ぼすような強い揺れは生じない．ス
ロー地震は「ゆっくり地震」と称されることもあり，特徴的な時定数の違いからスロースリップ，
超低周波地震，テクトニック微動といったさまざ
まな種類のスロー地震が存在する．スロー地震は1990 年代後半から 2000 年代に相次いで南海トラることから考えると，通常の M7 クラスの地震はフ沿いで発見されたほか，他のプレート沈み込み

当時の人々には当たり前の現象で，1662 年日向

帯でも同様の現象が発見された．これらの現象に

灘地震が飛び抜けて大きな地震であったことをう

共通するのは，多くが巨大地震の震源域周辺で発かがわせる．

生しており，さらに発生場所は巨大地震が発生す

このように貴重な伝承碑が残されてはいるもの

るプレート境界の浅部側や深部側で，そのメカニの，この地震の全体像は古文書史料が少なく詳細

ズムは基本的にはプレート境界地震と同じプレーは不明なことに加え，宮崎県沿岸では津波堆積物

ト境界の断層すべり現象ということである．世界調査があまり進んでいなかったこともあり，未解

各地でスロー地震の研究が進められた結果，巨大明な点が多いのが現状であった．しかしながら，地震とスロー地震の間の相互作用が指摘されてい将来同規模の地震が発生する可能性があるかぎる（たとえば，Obara and Kato, 2016）．その中り，九州東岸から四国における沿岸部の地震・津でも，Ito et al.（2013）が示した 2011 年東北地波防災対応においてはけっして無視できない地震

方太平洋沖地震（以後，東北地震）の大すべり域でもあり，調査研究を進める必要性は高まっていと，大すべり域内で数カ月前から直前まで発生した．

ていたスロースリップとの関係は，巨大地震の地

このような背景のもと，2017 年度より，科学研

震時すべり域とスロー地震震源域が同じプレート

究費助成事業（科研費）基盤研究（C）において，境界上で共存することを示した重要な観測事実で「浅部スロー地震域は津波波源域？1662 年日向灘

ある．Ito et al.（2013）の観測結果によれば，ス

地震津波の地球物理学・地質学的検証」（研究代

ロースリップは 2008 年にもほぼ同じ場所で発生

表者：山下裕亮）と題された研究課題が採択されしており，過去から繰り返し発生していたと考えた．この科研費での調査研究が進み，近年の巨大ら れ て い る． 東 北 地 震 後 に 行 わ れ た 科 学 掘 削
とんところ1662 年日向灘地震（外 所 地震）の新たな断層モデル構築── 49

図 2

1662 年日向灘地震前後の地形の変化．左は正保日向国絵図写（宮崎県総合博物館所蔵），右は元
禄日向国絵図（鹿児島県教育委員会）の解題（財団法人飫肥城下町保存会（2012）飫肥城歴史資料館研究紀要・史料編より）．地震後の元禄期の地図右下の付箋 ② の右上に記された島が現在の島山である（JFAST）の試料を用いた室内せん断摩擦実験による結果（Ito and Ikari, 2015 ; Ito et al., 2017）からは，スロースリップの発生によりその震源域
で断層強度が低下し，巨大地震の断層破壊の伝播を促進することで，地震をさらに巨大化させる「地震の促進作用」が提唱された．すなわち，東北地震はスロー地震との相互作用によって巨大化し，最終的に海溝軸まで達する大きなすべりが引き起こされ，巨大津波が発生したという考えである．
一方で，Nishikawa et al.（2019）は，日本海溝沿いのスロー地震分布を明らかにし，東北地震の大すべり域の南北に存在するスロー地震発生領域との位置関係から，スロー地震が東北地震の断層破壊を止める役割を果たしたことを指摘した．ス

図 3

宮崎市熊野の島山にある 1662 年日向灘地震の供養碑．左から 350 回忌，300 回忌，250 回
忌とつづき，いちばん右が 50 回忌法要の碑である．ただし，西教寺によると 50 回忌法要の碑は 1701 年の刻字があり，これは 39年目に当たることから 50 回忌法要の碑としては不自然で，ほんとうに 50 回忌法要の碑として建てられたものかどうかは不明と言われている

ロー地震震源域は，そもそも高速すべりを自発的には起こせない摩擦特性を有する領域であること

た断層の振る舞い方とみることができる．この相が期待され，彼らの結果は従来から想定されてい反するように見えるスロー地震震源域における断50 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

層の振る舞いは，スロー地震がまさに起きている県沖は異なるプレートの沈み込みであり，スロー

状態か否かによってスロー地震震源域の振る舞い

地震活動の度合いの違いや頻繁に繰り返して発生方が変わることを示唆していると考えられる．つする大地震の規模の違いなどがあるため，同じよまり，スロー地震が発生しているタイミングにおうな振る舞いがプレート境界で起こるかどうかにいて大地震が発生した場合，本来であれば断層す

ついては当然議論の余地はあるものの，巨視的にべりを抑制してくれると期待されるスロー地震震

みれば日向灘と宮城県沖のプレート境界における源域が，反対に断層すべりをさらに加速させ，結すべり現象に類似点は多く，東北地震のようなメ

果として地震を巨大化させたのではないかというカニズムを持つ地震が，日向灘でも将来発生する考えである．これは，観測事例が少ないこともあ

可能性もあると考えることもできる．

りまだよく分からない点が多いものの，スロー地
3． 1662 年日向灘地震の断層モデル構築

震（特にプレート境界浅部のスロー地震）が発生
している領域では，条件がそろえば東北地震と同様のメカニズムで地震が巨大化するような相互作

1662 年日向灘地震の特徴ならびに前章におけ用が生じる可能性が示唆されるということである．

る日向灘と宮城県沖の比較から，1662 年日向灘

日向灘のプレート境界浅部（深さ約 15 km 程地震が東北地震のようなメカニズムをもつ，つま度まで）ではスロー地震活動が活発で，浅部超低り浅部スロー地震震源域で「地震の促進作用」が周波地震（たとえば，Obara and Ito, 2005 ; Asano

働き，断層破壊が down-dip 側の M7 クラス震源

et al., 2015）や浅部テクトニック微動（Yamashita

域だけでなくプレート境界浅部領域まで震源域がet al., 2015, 2021）が数年に 1 度活発化する．ス

広がったものと考え，震源断層モデルを新たに構

ロー地震活動域の Down-dip 側に位置する深さ 15

築した．つまり，プレート境界の down-dip 側にkm から 30 km 程度のプレート境界では，小繰りある数十年間隔で発生する M7 クラスの地震の震返し地震（Igarashi, 2010 ; Yamashita et al., 2012）

源域で主に強震動が生成され，up-dip 側の浅部スを含む通常の微小地震活動が活発である．さらロー地震震源域によって大きな津波が生成されるに，数十年ごとに繰り返すと考えられる M7 クラという考えのもと構築を進めた．震源断層は，被スのプレート境界地震震源域も存在している害の状況から日向灘南部に位置しているとした．

（Yagi et al., 1999）．スロー地震とプレート境界地

浅部側でどこまで断層破壊が広がるかについて

震は，活動領域が棲み分けているように見えておは，日向灘に沈み込む九州・パラオ海嶺の影響がり，構造探査実験による地震波速度構造の解析結大きいと考えた．海嶺を構成する海山の沈み込み

果（Arai et al., 2023）でも，スロー地震震源域のは，海山の down-dip 側への応力集中をもたらす

プレート境界では反射強度が強い一方で，通常の（Mochizuki et al., 2008）．日向灘においては，浅地震の震源域のプレート境界では反射が弱いこと

部微動の migration（移動現象）が見られるが，が明らかになっており，プレート境界における構

九州パラオ海嶺の沈み込み位置で migration 経路

造の違いとの対応がよいことが示されている．

が南北方向から東西方向に変化することが分かっ

東北地震の主な震源域である宮城県沖の東北ている（Yamashita et al., 2015）．ニュージーラ

地震前のプレート境界と比較すると，浅部側にはンドヒクランギ沈み込み帯においては，沈み込ん

スロー地震の震源域（たとえば，Ito et al., 2013 ;だ海山が SSE のすべり伝播を妨げる働きをして

Katakami et al., 2018），その down-dip 側には宮いることが観測から指摘されている（Wallace et

城 県 沖 地 震 の 震 源 域（Yamanaka and Kikuchi,al., 2016）．加えて，海山の沈み込みによる上盤側

2004），そして小繰り返し地震（たとえば，Iaga-のプレートの変形により，プレート間固着が弱ま

rashi et al., 2003 ; Uchida et al., 2003）を含む活り，地震時の高速すべりを抑制する働きをすると発な微小地震活動が存在している．日向灘と宮城も指摘されている（たとえば，Wang and Bilek,
とんところ

1662 年日向灘地震（外 所 地震）の新たな断層モデル構築── 51

はプレート境界浅部側ほど大きくすべるように設定している．各断層のすべり量および断層長は，
複数のパターンにおいて津波シミュレーションを行って得られた沿岸部の津波高と，羽鳥（1985）や都司ほか（2018）の先行研究で報告があった津波高を比較し，差が小さくなる組み合わせを試行
錯誤的に求めた．現時点でパラメータを決定的に絞り込むほどのデータがないため，他にも考えられるパターンはあるが，本研究では断層長を約80 km，断層 ①，②，③ のすべり量をそれぞれ
2 m，4 m，8 m としたときに残差が小さくなったことから，この値を暫定モデルパラメータとして以降の津波シミュレーションに用いる．
4． 津波堆積物調査
断層モデルの妥当性を評価するため，宮崎県の沿岸低地において津波堆積物の有無を調査した．
1662 年日向灘地震のものと見られる津波堆積物
図 4

新たに構築した 1662 年日向灘地震の断層モ
デル（①～③ の矩形）．下図は深さ方向の断面図で，数値は断層すべり量を示す．グレーの領域は 1968 年日向灘地震（八木ほか，
1998），1996 年 10 月 と 12 月 の 地 震（Yagiet al., 1999）の地震時すべり領域（50 cm 以上），紫の破線は Nakanishi et al.（2018）によるプレート境界の等深線，赤丸は浅部微動の震央（Yamashita et al., 2015, 2021），赤星は図 1 のうちプレート境界地震の震央，
白矢印は日向灘浅部微動活動によく見られる移動パターンを示すの報告は先行研究であったが（鎌滝ほか，2013,2015 ; Niwa et al., 2020），これらは宮崎平野に集中しており，他の地域では報告がない．われわれは，まず現在の海岸線から数百 m から数 km 離れた標高数 m の調査適地を地形図により選定し，
検土杖（試料長 30 cm）を用いて予察的な調査を実施した．調査範囲は，宮崎県延岡市北浦から串間市までのほぼ宮崎県沿岸全域で，62 地点で調査を実施した．このうち 3 地点でイベント堆積物が認められたため，この 3 地点においてイベント
堆積物の特徴や広がりを把握するための詳細な調2014）．これらを考慮し，本研究においてはプレー査を実施した．ハンドオーガー（コア径約 5 cm，

ト境界浅部の断層破壊は東北地震のように海溝軸

試料長 50 cm）やスコップによる掘削調査を実施

までは到達せず，九州・パラオ海嶺の影響を受けし，イベント堆積物の広がりや堆積過程についてて浅部スロー地震（浅部微動）の分布および移動検討した．このうち，日南市小目井で見出したイ

経路が（図 4 中の赤丸）が南北方向から東西方向

ベント堆積物の結果を図 5（A）～（C）に示す．

に折れ曲がる領域の付近までとした．

日南市小目井のイベント堆積物は，地層の中で下以上の考察をもとに構築した震源断層モデルを位から上位にかけて粒形が小さくなる正級化層理

図 4 に示す．矩形断層の深さおよび傾斜角は，海を示す淘汰の良い細粒～中粒砂からなり，陸に向域における構造探査データ等をコンパイルして求かって薄層化・細粒化すること，低地の広い範囲められた Nakanishi et al.（2018）のプレート境に分布することがわかった．

界モデルを基に決定した．また，断層のすべり量
52 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

加えて，イベント堆積物と，その砕屑物の供給

図 5

津波堆積物の例と分析結果．（A) 日南市小目井における津波堆積物調査でハンドオーガーによって採取されたコア試料，（B）X 線写真，（C）平均粒度分布，（D）海浜砂と河床砂の平均粒度分布，（E）小目井海岸の写真，（F）河川の写真．（A）の GL は地表面で，数字は地表面からの深さ（cm）を示す．（Ioki et al.（2023）を一部改変）源となり得る河床砂および海浜砂の地質試料を採成された津波堆積物である可能性が考えられる．

取し，粒度分析や顕微鏡観察などの室内分析を行った（図 5（D）～（F））．その結果，イベント

5． 津波浸水シミュレーション

堆積物の粒度組成は，河床砂よりも海浜砂に類似すること，イベント堆積物と海浜砂には貝殻片が構築した断層モデルがこの津波堆積物を説明で含まれ，円磨された砕屑粒子から主に構成される

きるのか，津波浸水シミュレーションを行って検ことが分かった．これらの結果から，イベント堆証を試みた．まず，津波の伝播について計算を積物は海浜砂が陸方向に運搬され堆積したと推定行った．海面の鉛直方向の変位が海底の鉛直変位される．有機質な堆積物の発達が認められなかっと等しいと仮定して，Okada（1985）の式を用いたため，放射性炭素 14 年代測定による検討はでて断層モデルによる海底鉛直変位量を計算し，津きていない．一方，鎌滝ほか（2015）によると，

波の初期水位とした．このとき，最大隆起量は1662 年以降の堆積速度は約 0.1～0.4 m/100 年と2.64 m，沈降量は 0.46 m であった．津波の伝播計

推定されている．本研究で認められたイベント堆

算は，線形長波方程式について staggered leap-

積物は，地表面から深度 1 m の範囲に認められ，

frog 法 で 差 分 化 し（Satake, 1995）， 時 間 間 隔 1

上記の堆積速度に基づくと，イベント年代は数秒で計算を行った．海底地形および陸上地形につ100 年前と推定される．また，イベント堆積物のいては，一般社団法人 社会基盤情報流通推進協

分布標高は 7 m 程度で，現海岸線からの距離は最議会が公開している津波断層モデル（内閣府，大 400 m 程度に分布することから，高潮起源とは

2016）で用いられている地形メッシュデータを 3

考えにくい．これらを総合的に考慮すると，イベ

秒メッシュデータに変換して使用した．

ント堆積物は 1662 年日向灘地震の津波により形

次に，津波の浸水計算を行った．計算範囲は津
とんところ

1662 年日向灘地震（外 所 地震）の新たな断層モデル構築── 53

図 6

新しい震源断層モデルから計算された津波の高さ．（a）宮崎県沿岸部（Ioki et al.（2023）を一部
改変），（b）宮崎市周辺の拡大図（地理院タイル（色別標高図）を利用）．沿岸部における水深 1 m地点の津波の高さを示している

波堆積物を確認した日南市小目井の周辺で，東経に津波の遡上高であるため直接比較はできない

131.44～131.5025°，北緯 31.65～31.7125°の範囲にが，おおむね矛盾しない．

おいて，1 秒メッシュデータに補間した水深・地次に，日南市小目井における浸水計算の結果を形データを用いた．このとき，堤防などの人工構

図 7 に示す．津波堆積物が確認できた地点まで計造物は可能なかぎり除去した．浸水計算は非線形算した津波は到達しており，津波堆積物が確認で浅水方程式を有限差分法によって解いた（Goto

きなかった最も高い地点（標高 15 m）には到達

et al., 1997）．また，遡上に対する抵抗力の項としなかった．したがって，新たに構築した断層モ−1/3

してマニングの粗度係数は 0.025 m

s を仮定

デルから計算された津波は，1662 年日向灘地震

し，計算時間は 1 時間，CFL（Courant-Friedrichs-の津波によって形成されたと考えられるイベント

Lewy）安定条件を満たすために時間ステップは堆積物の分布を説明することができることが分

0.05 秒に設定した．

かった．

シミュレーションによって求められた宮崎県沿岸の津波高（水深 1 m 地点）を図 6（a）に示す．

6． 議論および今後の課題

津波の高さは宮崎県南部のほうが高く，特に宮崎市の大淀川を境に急激に高さが高くなる．図 6

津波堆積物調査と津波浸水シミュレーションの（b）に宮崎市沿岸部の拡大図を示した．最も高結果から，新たに構築した 1662 年日向灘地震のくなるのは加江田川～青島周辺で，10 km ほどの断層モデルの妥当性が示された．剛性率を 3.5×

違いにもかかわらず最大で 2 倍近い差になる．こ1010 N/m2（地震調査研究推進本部，2017）とすの急激な津波高の変化は，大淀川以南に見られる

ると，地震モーメントは 9.8×1020 Nm，Mw は 7.9

宮崎層群の砂岩泥岩互層（通称，鬼の洗濯板）にとなる．地震の規模は従来の M7.6 よりも大きく，

よる遠浅地形が影響していると考えられる．先行

1662 年 日 向 灘 地 震 が M8 ク ラ ス の 巨 大 地 震 で研究によって示されている津波の高さの値は，主あった可能性が今回初めて示された．本研究の結54 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 7

日南市小目井における津波浸水シミュレーションの結果（Ioki et al.（2023）を一部改変）．色は津波の浸水深を示している．紫の丸印と×印は津波堆積物調査において掘削を行った地点で，紫の丸印は津波堆積物が見つかった場所，×印は見つからなかった場所をそれぞれ示す

果は，2022 年に行われた日向灘および南西諸島する領域であり，断層も 30～40 km と比較的深海溝周辺の地震活動の長期評価（第二版）（地震

い位置にあることから，プレート境界地震として調査研究推進本部，2022）にも反映されている．

大きな津波を説明するのはやや難しいように思え

改定前までは，日向灘では M7.6 程度が最大でる．

M8 クラスの巨大地震は想定されていなかった

もう 1 つの松浦モデルは，歴史史料から推定さが，2022 年の改定により評価対象地震に「巨大れた震度分布を基に，震度観測の記録がある過去

地震」が新設された．日向灘沿岸の自治体におけに発生した地震と比較し震源域を推定している．

る地震津波防災において，今後想定の見直しなど

松浦モデルは震度分布がベースであるため，強震が必要になる可能性がある．

動生成域を推定しているとみることができる．震1662 年日向灘地震については，先行研究とし源域はこの 100 年程度の間に日向灘で発生したプて羽鳥（1985）と松浦ほか（2003）による震源域

レート境界地震の震源域とおおよそ一致する．一

モデル（以後，羽鳥モデルと松浦モデルとする）

方，津波は大きくても 1968 年日向灘地震の 2～3が提案されている．羽鳥モデルは波源域が九州東m 程度であり，1662 年日向灘地震の異常に大き岸の陸域直下まで及んでいる．プレート境界地震

な津波に関してはプレート境界浅部側の断層すべであるとすれば，九州東岸直下ではプレート境界りが大きく寄与している可能性が高い．つまり，の深さが 40 km 近くになる．この領域は，日向

震度を基に推定された震源域のサイズと規模で灘南部の深部スロースリップ領域として知られては，津波は十分に説明できないと考えられる．本

お り，Takagi et al.（2019） に よ る 最 近 約 20 年

研究の断層モデルは松浦モデルの震源域を含む形の深部スロースリップの積算すべり分布によるになっており，松浦ほか（2003）では震源域がやと，羽鳥モデルの波源域では特に多くのすべりがや浅いところまで達していた可能性も指摘されて推定されている．スロースリップが安定的に発生いることから，両者の違いはプレート境界浅部にとんところ

1662 年日向灘地震（外 所 地震）の新たな断層モデル構築── 55

津波生成に寄与する大すべり域を設定したかどうで，防災の観点からは日向灘最大とされるこの地かの違いとみることもできそうである．

震の地震像を明らかにすることはきわめて重要な

地震後には，現在の宮崎市南部の清武川と加江問題で，より断層モデルの精度を高めていくため

田川河口周辺の木花地区が地盤沈下によって入りには，コントロールポイントとなりうる津波堆積江となり，その後埋め立てが行われて現在の姿と物の調査と発見が望まれるところである．地質学なっている．本研究で提案する断層モデルでも宮的な調査に加え，宮崎県内には 1662 年日向灘地

崎平野は沈降するが，その量は数十 cm 程度であ震に関する記述や言い伝えが残されている神社がる．Niwa et al.（2020）はこの地域において掘削あり，これらの情報を津波堆積物に代わるデータ調査を実施し，化学分析の結果から海起源の成分として活用する方法を検討することも必要であが多くなっている地層境界が現在の地表から 2 m

る．未発見の歴史資料が眠っていないか，歴史学程度の場所にあることを明らかにしており，このの研究者との連携強化をはかっていくことが今後

境界が 1662 年日向灘地震によって一時的に入りの課題である．

江になった結果であると指摘している．当時か

防災の観点でもう 1 つ大きな問題点は，1662

ら，海没した地域は田畑として利用されていたと年の地震の 1 つ前のイベントがいつ発生したのされており，地震後に作成された地図では沿岸部

か，すなわち再来間隔に関する情報が現時点ではの浜堤は残っていること，かつ 2 m にも及ぶ沈ないという点である．地震本部の長期評価におい降が局所的にしか見られないことから，プレートても，M8 クラスの巨大地震が発生する可能性は境界地震を想定するならばこの地盤沈下は地震に示されたものの，再来間隔に関する情報がないた

よる静的な地殻変動によるものではないと推察さ

め確率評価はできていない．1662 年の 1 つ前のれる．その一方で，その原因については液状化現

イベントについては古文書の記述も期待できない象が考えられるが，沈降量がかなり大きい点もいので，地質学的な調査がよりいっそう重要となぜんとして問題として残っている．地盤沈下がる．1662 年日向灘地震と同等の地震が再来したあった領域で，この 100 年の間に発生した日向灘

場合，数十年に 1 回発生する日向灘の地震はもちの地震による大規模な液状化現象は確認されておろん，100～150 年間隔で発生する通常の南海トらず，地盤沈下の原因についてはさらなる調査研

ラフ地震を超える甚大な被害が宮崎県南部を中心究が必要である．

に予想される．1662 年日向灘地震の研究は，よ歴史地震研究に共通することではあるが，1662

うやくスタートラインに立ったところであり，今年日向灘地震についても残されている歴史史料が後同様の地震が起こる前に地震像と再来間隔を明少なく，コントロールポイントとなるデータが圧らかにするための調査研究を急ぐ必要がある．こ

倒的に不足している．今回，日南市小目井でのの地震の研究に早くから取り組んでこられた諸先データが得られ，このデータをコントロールポイ

輩方に敬意を表するとともに，文理の垣根を越えントとして断層モデルの評価を行ったが，当然なた研究のさらなる推進に加え，自治体や民間ともがら複数ポイントでの評価が本来は必要であり，連携した調査態勢の構築が望まれるところである．

いぜんとして大きな不確定性が残されていることに変わりはない．本研究では，スロー地震との相謝辞

互作用に着目して，地球物理学の観測から得られ本稿執筆の機会をご提供いただいた編集長の加た知見をもとに断層モデルを構築した点が従来の

藤照之博士に深く感謝申し上げます．本研究は

歴史地震研究とは大きく異なる点ではあるが，現

JSPS 科研費 JP17K01328，JP23K03537 および文時点で確定的なモデルを提示することは困難であ部科学省による「災害の軽減に貢献するための地

り，先行研究で報告された津波高を説明できるモ

震火山観測研究計画（第 2 次）」の支援を受けま

デルはいくつも存在すると考えられる．その一方し た． 図 の 作 成 に は GMT（Wessel and Smith,56 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

1991）を使用しました．また，地震の震源データ

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77 号（2024 年 6 月）

飫肥城歴史資料館研究紀要・史料編

第二集．

加瀬善洋
［かせ

現職
山下裕亮
［やました

現職

ゆうすけ］

京都大学防災研究所附属地震災害研究セン

よしひろ］

北海道立総合研究機構エネルギー・環境・地質研究所，主査，技術士（応用理学）
略歴

大阪市立大学理学部卒業．千葉大学大学院理学研究科修士課程修了．2013 年北海道立総合研究機構地ター・宮崎観測所，助教，博士（理学）質研究所入所．2023 年より現職

略歴

研究分野

鹿児島大学理学部卒業．九州大学大学院理学府

地質学，堆積学

博士後期課程修了．日本学術振興会特別研究員，東京大学地震研究所特任研究員を経て，2015 年より現職
研究分野

観測地震学

伊尾木圭衣
［いおき

現職

けい］

産業技術総合研究所地質調査総合センター活断

層・火山研究部門，主任研究員，博士（理学）略歴北海道大学理学部卒業．同大学大学院理学院自然史科学専攻修士課程修了．同博士課程修了．2016 年
産業技術総合研究所入所．2021 年より現職
研究分野

地震学，津波学

とんところ

1662 年日向灘地震（外 所 地震）の新たな断層モデル構築── 59

南海トラフ地震の連続発生確率福島洋

1． は じ め に

2． 南海トラフ地震臨時情報

南海トラフ沿いで起こるマグニチュード（M）

本研究のきっかけは，現在「南海トラフ地震臨

8 以上の大規模地震（南海トラフ地震）は，予想時情報」（以下，「臨時情報」）として運用されてされる被害の甚大さから，現在日本で最も懸念さいる情報発表の仕組みである．臨時情報は，南海れている地震である．南海トラフ地震の想定震源トラフ地震の発生可能性が相対的に高まったと評

域は，西南日本沖から沈み込むフィリピン海プ

価されたときに気象庁から発表される．確度の高レートと陸側のプレートの境界面上の静岡県からい短期地震発生予測（地震予知）は現在の科学的九州にわたる地域の下に位置している（図 1）．

知見からは難しいため，空振り（臨時情報が発表

大まかには，紀伊半島を境にして東側の「東海側」

されても地震が発生しない場合）や見逃し（臨時と西側の「南海側」の断層すべりの単位（セグメ

情報が発表されることなく地震が発生する場合）ント）に分けて地震が発生してきたと考えられては十分にありうるということが前提とされていいる．

る．平たく言えば，臨時情報とは，普段よりも南南海トラフ地震は，過去に 100～150 年間隔で海トラフ地震が起こりやすくなったと考えられる

発生してきたが，ここでの間隔とは各セグメント

状況で，警戒や注意を促すために発表される情報

での地震性断層すべりの繰り返し間隔のことであである．

る．過去には，東海側と南海側のセグメントが 2

臨時情報は，

年程度以内の時間差で立て続けに発生した事例が1）南海トラフの想定震源域内のプレート境界

複数あったことがよく知られている．このようににおいて M8.0 以上の地震が発生した場合（半割

地震の平均繰り返し周期からすればきわめて短い

れケース）

間隔で地震が発生するということは，両側のセグ

2）南海トラフの想定震源域およびその周辺にメントの震源域から近い地域では，強い揺れや津

おいて M7.0 以上の地震が発生した場合（半割れ

波による被害を立て続けに受けることになる．

ケースの場合を除く）（一部割れケース）

筆者は，京都大学防災研究所の西川友章氏，東3）ひずみ計等で有意な変化として捉えられる，

京大学地震研究所の加納靖之氏とともに，数年以短い期間にプレート境界の固着状態が明らかに変内の間隔で南海トラフ地震想定震源域内において化しているような通常とは異なるゆっくりすべり

M8 クラス以上の地震が立て続けに発生（以下，が観測された場合（ゆっくりすべりケース）の 3「 連 続 発 生 」） す る 確 率 に 関 す る 研 究 を 行 っ た

つのケースで発表されることになっている（気象（Fukushima et al., 2023）．本稿では，この研究を

庁ウェブサイト）．最初のケースについては「南行った動機等も含めながら，公表された論文に基海トラフ地震臨時情報（巨大地震警戒）」，あとのづき，研究の内容を解説する．

2 つのケースについては「南海トラフ地震臨時情報（巨大地震注意）」と，括弧書きで情報が付加される．また，臨時情報発表の基準に達しているかを検討する「南海トラフ沿いの地震に関する評60 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

日から始まっているが，実質的に同じ内容の仕組
みの運用は 2017 年 11 月から始まっていた．そのため，本稿出版時点において，実質的な運用開始から 6 年以上の年月が経過したことになる．この間，同情報を活用して災害軽減を図るための準備・整備ができたかと言えば，まだまだ課題のほうが多く見当たる状況である．住民個人，地域コミュニティ，行政，企業組織といった各主体がそれぞれの状況に照らし合わせて考えるべきことが
図 1

南海トラフ地震想定震源域（点線内）および 1944 年昭和東南海地震，1946 年昭和南海地震の震源域あるが，共通する大きな課題は，臨時情報の正しい内容や対応の基本的考え方が広く認知されていないという点である．致し方ないことではあるが，臨時情報の仕組みや対応の考え方は，臨時情報が発表されるケースが複数あったり，各主体が価検討会」を招集することが決まった時点で「南置かれている状況によって推奨される対応行動が海トラフ地震情報（調査中）」，同評価検討会で基異なったりするといった点において，わかりやす

準を満たさないと評価された場合に「南海トラフ

いとは言えない．今後，丁寧に正しい知識および

地震臨時情報（調査終了）」がそれぞれ発表されそれに基づく準備の浸透を図っていくことが最もる．正確には，これらも臨時情報の一種である．

大きな課題のうちの 1 つである．

臨時情報というものが生まれた背景には複数の筆者は，東北大学災害科学国際研究所の同僚ら

科学的・社会的要因があると考えられる．具体的とともに，地域で社会経済活動の核となる行政やには，過去に時間差を置いて南海トラフ地震が連

民間の組織が臨時情報にうまく対応できれば社会続発生した事例が複数あること，一般的にも地震全体もそれなりにうまく対応できるはずという発には「地震が地震を誘発する」という性質がある

想のもと，2019 年 1 月より，組織に対し臨時情

こと，ゆっくりすべりが巨大地震に先行して発生報への実効的な対応計画作成に資する知見を提供していた事例が複数知られていること，南海トラ

することを目的とした学際研究プロジェクトを実フ地震対策が科学的知見の蓄積も踏まえながら定施していた（東北大学災害科学国際研究所ウェブ

期的に見直されていること，東日本大震災を受け

サイト）．同プロジェクトの初期段階において，てハード対策とソフト対策を重層的に組み合わせ

臨時情報が発表される際の地震の発生確率やそのた減災の取組が必要であるとの考えが明確化され不確実性の目安を把握していないと，実効的な計たことなどである．臨時情報が生まれた経緯につ画はつくれないということが認識された．地震学

いては，大塚（2020）に整理されているので詳細者は，たとえば M8 の巨大地震が南海トラフ地域

はそちらも参照していただきたい．また，臨時情で発生した場合に，後発の巨大地震の発生確率が報発表の条件の詳細や対応の基本的考え方など

どの程度のものかということについては，だいた

は，気象庁ウェブサイトや内閣府ガイドライン等

いの相場観的な考えを持っていると思われる．そを参照いただきたい（気象庁ウェブサイト；内閣の相場観的なものを非専門家に対してどのように府，2019）．

伝えるかということを考えたときに，筆者は，不確実性も含めて数字で科学的エビデンスとして示3． 臨時情報の課題と研究の動機すことが重要だと考えた．そこで，地震統計分析と歴史地震研究をそれぞれ専門とする西川氏と加臨時情報発表の仕組みの運用は 2019 年 5 月 31

納氏とともに，臨時情報発表後の後発地震の発生
南海トラフ地震の連続発生確率── 61

確率を評価することを目的とした研究を実施しは 100 km 以浅のものを用いた．沈み込み帯のプた．その際，最も確率が大きく対応の適切性が被レート境界型地震とそれ以外の地域での地震で特害の程度を左右すると思われる半割れケース

徴が違う可能性があることを踏まえ，それぞれの（M8.0 以上の地震が発生し，臨時情報（巨大地震

カタログを用いた場合において，沈み込み軸（海警戒）が発表される状況）に特に着目した．ただ溝またはトラフ）から陸側の 200 km の帯状領域

し，一部割れケースについても部分的に検討しに先発地震の震央が存在するケースに限定した場

た．ゆっくりすべりケースについては，確率を算合と限定しない場合の両方を試した．得られた確出できるほどの事例数は蓄積されていないため取率の値には，違うカタログを用いた場合や沈み込

り扱わなかったが，今後の課題である．

み帯限定の有無による本質的な違いがなかったことから，本稿では ISC-GEM カタログを用いて沈4． 世界の地震カタログを用いた地震の連続発生確率

み込み帯への限定なしの場合の結果について紹介する．
本研究では，M7 クラス地震のあとに近傍で内閣府ガイドライン（内閣府，2019）には，半M8＋地震が発生するケースと，M8＋地震のあと割れケースを想定し，ある巨大地震（M8 クラスに近傍で M8＋地震が発生するケースのそれぞれ以上）発生以降 7 日以内に別の巨大地震が近傍でについて，1 日（24 時間）以内，3 日以内，1 週発生する確率（頻度）について，「十数回に 1 回

間以内，2 週間以内，3 年以内に後発の地震が発程度」と記載されている．これは，世界の地震カ

生する確率およびそれらの 95% 信頼区間を算出

タログにおいて M8 クラス以上の地震 103 事例のした．95% 信頼区間というのは，95% の確率でうち，近傍で 7 日以内に別の M8 クラス以上の地

真の値が存在する区間のことである．また，どれ震が発生した事例が 7 つあったことに基づき計算くらい近くで起こった地震を「近傍」と定義する（7/103）された結果である．

かということに関しては，断層サイズに関するス

同様に，一部割れケースを想定し，M7.0 以上

ケーリング則を念頭に，先行の地震が M7 クラス

8.0 未満の地震の発生以降 7 日以内に M8 クラス地震の場合はその震央から 160 km，先行の地震

以上の巨大地震が近傍で発生する確率についてが M8＋地震の場合はその震央から 500 km を近は，「数百回に 1 回程度」（1,437 事例中 6 事例）

傍かどうかのしきい値と設定した．つまり，M7と記載されている．本研究においては，まず，こクラスの地震のあとに，その震央から 160 km 以

れらの確率について独立した検証を行うこと，不内で M8＋地震が発生した場合，この M8＋地震

確実性（確率の信頼区間）の評価を行うこと，時は M7 クラス地震の近傍で起こった地震としてカ

間的な確率の変化も評価することを目的に，類似ウントされる．

した方法で世界における M7 クラス以上の地震の確率の計算方法としては，内閣府ガイドライン

あとに M8 クラス以上の地震が発生する確率の評に掲載されている数字の計算手法と同様に，対象価を行った．以降，表記の簡略化のため，M7.0となる先発地震の全発生回数を分母，それらのう以上 M8.0 未満の地震を M7 クラス地震，M8.0 以

ち対象期間内に近傍で地震が発生した事例数を分

上の地震を M8＋地震と表記する．

子として，その比を確率とした．確率の 95% 信

本研究では，地震カタログは，相互検証のため

頼区間は，サンプル数が小さい場合でも適用可能

ISC-GEM Global Instrumental Earthquake Cata-

な Clopper-Pearson の信頼区間の式を用いた．

logue version 6 と，米国地質調査所の Advanced

また，平時に比べた確率の高まりを示す確率利

National Seismic System（ANSS）Comprehen-

得も計算した．確率利得がたとえば 10 だったと

sive Earthquake Catalog の 2 つを使用した．対すると，普段に比べて 10 倍の確率で地震が起こ

象期間は，1904～2015 の 112 年間，地震の深さるということを意味する．確率利得の計算には，

62 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

平時の M8＋地震発生の確率が必要であるが，こ以 内 に 近 傍 で M8＋ 地 震 が 発 生 す る 確 率 は，れについては，南海トラフ地震を念頭に，地震が0.046% から 0.65% の間である」といえる．また，

平均的繰り返し間隔 90 年のポアソン過程に従う

M8＋地震が 1 日の期間内（たとえば，現在時刻と仮定し計算した．平均的繰り返し間隔 90 年は，

から明日の同じ時刻まで）に発生する確率は，前

地震調査研究推進本部が南海トラフ地震の長期評のパラグラフに記載のとおり約 0.003% となるが，価に用いている値を参考にしている．このようなこれが平時に M8＋地震が発生する確率である．

仮定をすると，ある期間内ΔT（年）に発生する

M7 クラスの地震が発生してから 1 日以内に近傍地震の確率は 1−exp（−ΔT/90）で計算でき，たで M8＋地震が発生する確率の確率利得（確率がとえばΔT が 1 日（1/365 年）の場合は，約 0.003%

平時に比べて何倍になっているか）は，15 倍かとなる．

ら 210 倍（0.046/0.003～0.65/0.003）となる．この上述の手順から算出された確率および 95% 信

ように表 1 および表 2 を読んでいただきたい．な

頼区間を表 1 および表 2 に示す．この表の見方をお，「3 日以内」「1 週間以内」等の長い期間の発簡単に述べておく．たとえば表 1 の「1 日以内」

生回数は，より短い「1 日以内」などの期間の数の列は，M7 クラスの地震が発生してから 1 日以を含むので期間が長くなるほど発生数は単調に増内に近傍（160 km 以内）で M8＋地震が発生する

加する累積発生数で示されていることを注意して確率について示したものである．1904～2015 年

おく．

の間に M7 クラスの地震が 1,354 回発生し，その表 1，2 から，先行地震が M7 クラス地震の場

うちの 3 回について 1 日以内に近傍で M8＋の地

合は，先行地震が M8＋地震の場合と比べて，後震が発生したため，その確率は 3/1,354＝0.22%

発の M8＋地震の発生確率は一桁小さいことがわとなる．ただし，この確率は不確実性を伴っていかる．また，確率の増加量は期間が伸びるに従っるので，その不確実性を 95% 信頼区間で表すと，て鈍くなる．先行地震が M7 クラス地震の場合や，最終的に「M7 クラスの地震が発生してから 1 日

対象期間が長い場合は，サンプル数が相対的に大

表 1

1904～2015 年に世界で発生した 100 km 以浅の M7 クラス地震（1,354 回）のうち，後発の M8＋地震が発生した回数，確率，確率利得，および確率と確率利得の信頼区間

後発地震発生回数
確率
確率の 95% 信頼区間
確率利得※
確率利得の 95% 信頼区間
※

3 日以内

1 週間以内

2 週間以内

3 年以内

3回
0.22%
0.046～0.65%
73 倍
15～210 倍

5回
0.37%
0.12～0.86%
40 倍
13～94 倍8回
0.59%
0.26～1.2%
28 倍
12～55 倍9回
0.66%
0.30～1.3%
16 倍
7～30 倍23 回
1.7%
1.1～2.5%
0.5 倍
0.3～0.8 倍

確率利得の計算では，M8＋地震の発生は平均的な繰り返し間隔 90 年のポアソン過程に従うと仮定

表 2

1904～2015 年に世界で発生した 100 km 以浅の M8＋地震（105 回）のうち，後発の M8＋地震が発生した回数，確率，確率利得，および確率と確率利得の信頼区間

後発地震発生回数
確率
確率の 95% 信頼区間
確率利得※
確率利得の 95% 信頼区間
※

1 日以内

1 日以内

3 日以内

1 週間以内

2 週間以内

3 年以内

2回
1.9%
0.23～6.7%
630 倍
76～2,200 倍

3回
2.9%
0.59～8.1%
310 倍
65～890 倍

3回
2.9%
0.59～8.1%
130 倍
28～380 倍

5回
4.8%
1.6～11%
110 倍
37～250 倍

11 回
10%
5.3～18%
3.2 倍
1.6～5.5 倍

確率利得の計算では，M8＋地震の発生は平均的な繰り返し間隔 90 年のポアソン過程に従うと仮定
南海トラフ地震の連続発生確率── 63

5． 南海トラフ地域における M8＋地震の連続発生確率
前節までは，世界の地震統計に基づく M8＋地震の連続発生確率を考察してきた．これを背景として，本節以降は南海トラフ地震に特化して考える．
南海トラフ地域では，よく知られているように，
1854 年の安政東海地震・安政南海地震は約 30 時
図 2

先発の M8＋地震からの経過日数に対する後発の M8＋地震の累積発生数（破線）と大森・宇津法則によるフィッティング曲線（実線）（Fukushima et al., 2023）

間の時間差，1944 年と 1946 年の昭和東南海地震・
昭和南海地震は約 2 年間の時間差で発生した．
M8＋地震の 3 年以内の連続発生の確率が世界的な平均でみて 5.3～18%（表 2）であることと，南海トラフ地域において最近 2 回のいずれも M8＋

きいため，推定信頼区間は相対的に狭くなってい地震が連続して発生したということを併せて考える．1 週間以内の期間に着目すると，先行地震がると，南海トラフ地震の震源域には M8＋地震のM7 クラス地震の場合と M8＋地震の場合の後発連続発生が起こりやすい性質があるということがM8＋地震の発生確率は，それぞれ 0.26～1.2% と考えられる．一方で，2 回の連続発生がたまたま

0.59～8.1% であったが，この信頼区間は内閣府ガ起こっただけであるという可能性もないわけではイドライン掲載内容の 1 週間以内の発生 1,437 事ない．このような南海トラフ地域に固有かもしれ例中 6 事例（0.42%）と 103 事例中 7 事例（6.8%）ない地震連続発生に関する性質と，その不確実性を含むことから，整合的な結果といえる．

を数字で示すことが，以下で実施した内容である．

図 2 は，M8＋地震発生後の後発 M8＋地震のまず，漏れがないとされる 1361 年以降の南海

累積発生数のヒストグラムと余震発生数に関する

トラフ地震に関し，過去の南海トラフ地震の発生

経験則である大森・宇津則を仮定したフィッティ

履歴に関する歴史資料による研究（石橋・佐竹，ング曲線である．大森・宇津則では，余震の発生

1998 など）と地質学的研究（Garrett et al., 2016

レート n（t）はなど）の文献を見直し，連続発生の有無を再評価−pn（t）＝K
（t＋c）
,

（1）

余震の発生積算数 N（t）はN（t）＝K { cshima et al., 2023）にはより詳細な記述がある．

−（t＋c） } /（p−1）
（p≠1）
,
,

1−p

した．以下はその概要であるが，元論文（Fuku-

1−p1361 年の康安地震については，歴史資料によ（2）る研究と地質学的研究の両方において，東海側とと表現される．事例数が少ないため実際のデータ

南海側の両方が震源域となったことが強く示唆さ（破線）には凹凸があるものの，後発 M8＋地震

れている．それらが時間差のある別々の破壊での発生数は大森・宇津則，つまり，余震発生と同あったかという点については，歴史資料研究か

じ 法 則 で よ く 表 せ て い る こ と が わ か る． こ のら，時間的に近接して 2 つの地震が発生した可能フィッティングの結果得られたパラメタは，K＝性が指摘されている（奥野・奥野，2017）．

−3

0.65，c＝1.0×10 ，p＝0.90 であった．

1498 年の明応地震については，東海側が震源域となったことは確実視されているが，南海側については証拠がやや乏しい（Garrett et al., 2016など）．また，南海側が震源域となる地震が起き

64 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 4

図 3

本研究による南海トラフ地域の東海側のセグメント（東南海，東海）と南海側のセグメント（南海，日向灘）における過去の地震発生履歴に関する再評価結果（Fukushima
et al., 2023）

南海トラフ地域における先発 M8＋地震発生
後の後発 M8＋地震の発生確率の 1 カ月間の推移．桃色の部分の下端と上端の曲線は，いずれも大森・宇津則の仮定に基づく曲線
で，3 年経過時点でそれぞれ 4.3% と 96% に達するように描かれている．青線および青
誤差バーは，それぞれ 3 年確率 10% の曲線と世界の地震カタログから求められた信頼区間（第 4 節参照）で，世界の平均的な後発 M8＋地震の発生確率を表す（Fukushima
et al., 2023）

33% ということになり，Clopper-Pearson の式による 95% 信頼区間は 4.3～78% である．6 回中 4

た 2 カ月半後に東海側を破壊する地震が起きたと回の場合は，確率の最尤推定値は 67%，95% 信する説がある（都司・上田，1997）．

頼区間は 22～96% である．これらを総合すれば，1605 年の慶長地震については，南海トラフ沈

南海トラフ地域で先発の M8＋地震のあと 3 年以

み込み帯浅部すべりによる津波地震という説が有内に後発の M8＋地震が発生する確率は，4.3～

力である．この地震は特殊であるが，おそらく南96% となる．

海トラフ地震臨時情報が発表される可能性が高い

次に，本研究では，より短い時間スパンにおけケースと考えられるため考慮に入れた．ただし，る後発 M8＋地震の発生確率を求めた．この確率

これを除外しても本質的な結論は変わらない．

の計算のために，南海トラフ地域の後発地震の発1707 年の宝永地震については，東側と西側を生度数が世界の地震カタログから求めた大森・宇

ほぼ同時に破壊するような巨大地震であったこと

津則と同様の形状に従うという仮定をした．このがほぼ確実である．1854 年の安政の東海地震と仮定の妥当性は科学的に厳密に証明できるわけで

南海地震，1944 年と 1946 年の昭和東南海地震とはないが，地震の連鎖的発生の性質から，大きく

昭和南海地震が，それぞれ約 30 時間差と約 2 年

外れることはないであろうと筆者らは考えた．こ差を置いて連続して発生した地震であったことの仮定を用いると，任意の時間 t までの後発地震

は，前述のとおりである．

の発生確率 P（t）は，以上をまとめると，図 3 のとおりになる．1361
年以降の 6 回中，3 年以内の時間スパンにおいて，

P（t）＝1−exp（−N（t））（3）と計算できる．

時間差を置いて連続発生したことが確実なのは

大森・宇津則の仮定と 3 年確率 4.3～96% とい1854 年と 1944～1946 年の 2 回であり，時間差をう結果を融合させると，図 4 のとおり南海トラフ

置いて連続発生した可能性があるのが 1361 年と地域における後発 M8＋地震の発生確率推移の図

1498 年の 2 回である．6 回中に 2 回連続発生がを描くことができる．この図で最も重要なのは，あったということになると，確率の最尤推定値は3 年経過時の確率が 4.3% と 96% になるように描
南海トラフ地震の連続発生確率── 65

表 3 南海トラフにおける後発地震の発生確率と確率利得

確率
確率利得

確率
確率利得

6 時間以内12 時間以内

1 日以内

3 日以内

1.0～53%1,300～70,000 倍

1.3～60%860～40,000 倍

1.4～64%460～21,000 倍

1.8～72%200～7,900 倍

1 週間以内

2 週間以内

1 カ月以内

3 年以内

2.1～77%
99～3,600 倍

2.3～81%54～2,000 倍

2.6～85%28～910 倍

4.3～96%
1.3～29 倍

かれた 2 本の曲線である．これらは，第 4 節で求−3震が起こる確率は，M8＋地震のあとに M8＋地

められた大森・宇津則のパラメタ（c＝1.0×10 ，震が起こる確率に比べて一桁小さいことも確認さ

p＝0.90）を用いて式（2）と式（3）に基づき描れた．これが南海トラフ地域においても当てはまかれており，この 2 本の曲線が，任意の経過時間

るかは本研究では確認していないが，地震発生のまでの後発 M8＋地震の発生確率の信頼区間を定物理を考えれば，そのように仮定することは妥当

めていることになる．つまり，ある経過時間内にであろう．

後発 M8＋地震が発生する確率の信頼区間は，そ

南海トラフ地域において先発 M8＋地震から 3の経過時間における桃色領域の下端と上端の範囲

年以内に後発 M8＋地震が発生する確率（4.3～

として得られる．

96%）は，世界平均（5.3～18%）に比べてずっと

先発 M8＋地震の発生から 6 時間以内，12 時間

高い可能性があるが，後者が前者の信頼区間に含以内，1 日（24 時間）以内，3 日以内，1 週間以内，まれるため，統計的有意性は示されていない．そ2 週間以内，1 カ月以内（以上，図 4 の橙色縦破

れでも，稀にしか起きない（10% 程度）と認知線），3 年以内に，後発 M8＋地震が発生する確率

しておくことと，起こる可能性が高いかもしれな

および確率利得は，表 3 のとおりとなった．確率

い（最大で 96%）と認知しておくことは，いざ利得の算出に必要な平時の地震発生確率について臨時情報が発表されたときの対応を考えおくうえは，表 1，2 と同様の仮定を用いた．表 3 は，先で重要な違いであり，一般市民もこの違いをよく

発地震の発生直後の確率利得が非常に大きく（6理解し，備えることがとても重要であると考え時間以内が平時の 1,300～70,000 倍），それが時間る．内閣府ガイドラインの半割れケースの記載内とともに減少していき，3 年以内だと確率利得は

容「十数回に 1 回程度」は，あくまで世界で起こ

1.3～29 倍まで落ちることを示している．

る地震の平均的な傾向を示す数字として目安として示されているものであり，過度に信用すべきで

6． 考

察

はない．実際，ガイドラインには「南海トラフ沿いの大規模地震のうち直近 2 事例は，それぞれ約

第 4 節での世界の地震統計解析により，内閣府

2 年，約 32 時間の時間差をもって連続して M8

ガイドラインに掲載されている半割れケースおよ以上の地震が発生」「8 事例の大規模地震のうち，

び一部割れケースでの後発地震発生確率の記載内

少なくとも 5 事例は東側・西側の両領域がほぼ同容は妥当であることが確認された．同時に，100時若しくは時間差をもって破壊」とも記載されて年を超える世界の地震カタログを使っても，不確おり，実際の確率はもっと高い可能性があるとい実性はそれなりに大きいことも明らかとなった．

うこともほのめかされている．

統計地震学における標準的な地震活動のモデルで

表 3 でも示されているとおり，1 日以内に後発ある ETAS モデル（Ogata, 1988）等からも期待

地震が発生する確率のほうが，2 日目以降に発生されるとおり，M7 クラス地震のあとに M8＋地する確率よりもずっと大きい．たとえば，3 年確66 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

率が 96%（つまり，3 年以内には後発地震がほぼ域において M8 クラス以上の地震が発生したあと確実に発生する前提）の場合，1 日確率は 64%に後発の M8 クラス以上の地震が発生する確率やとなる．ここから，直後の迅速な対応が重要であ

その不確実性を評価した．本稿では，背景や意図るということがいえる．そして，それを着実に実等も含めて，当該研究の内容について解説した．

施するには，事前の入念な対応方法立案・継続的

世界の地震カタログの解析から，後発地震発生見直しと訓練が重要である．南海トラフ地震臨時

確率は余震発生に関する経験則である大森・宇津情報は，一週間の警戒対応を呼びかけるものであ

則と同じ数式で表せることが確認された．また，るが，確率を踏まえると，一週間の対応を考える

南海トラフ地域においては，後発地震発生の 3 年にせよ，勝負は 1 日以内だと思っておいたほうが確率は 4.3～96% と評価された．これらを組み合

よいのではないかと思う．

わせて，任意の期間における後発地震発生確率を本研究のようにサンプルサイズが小さい統計解導出した．南海トラフ地域の後発地震発生確率

析では，1 つのイベントを考慮するかしないかで，は，世界の平均的な後発地震発生確率と変わらな確率の推定値は無視できないほど変わる．たとえい可能性もないわけではないが，世界平均と比べ

ば，前節に記載したとおり「6 回中 4 回」なら確てずっと高い可能性があることが示された．ま

率の推定値は 22～96% となるが，もし 1605 年のた，先発の地震の発生直後ほど，後発地震の発生

慶長地震をカウントしないことにして「5 回中 4

確率は高いことも数字で示し，臨時情報が発表さ回」とすると 28～99% となる．数字の厳密性をれた際の対応行動を事前によく準備しておくこと追求するのであればこのような差異は気になるとの重要性を指摘した．

ころであるが，一方で，数字を対応行動意思決定

筆者は，臨時情報には南海トラフ地震による被の参考に使ううえでは，「だいたい二十数％から害を大幅に減らせるポテンシャルがあるが，それ九十数％の間」と把握することが大事なのであっを実現させるのは簡単ではなく，中長期的な地道て，それ以上の細かい数字の差異は，数字の印象な取り組みが必要だと考えている．本研究が，そによる心理的効果はあるかもしれないが，それほのための一助になれば幸いである．

ど対応行動決定に影響を与えないと思われる．本
研究は，このような曖昧さを認識しつつも，あえ

謝辞て数字で確率を出すことの重要性を鑑みて実施さ本稿執筆の機会を提供してくださった編集長のれた．本研究で示した大きな幅を持つ確率が，万加藤照之氏に深く感謝いたします．一部の図の作

人にとってわかりやすいものではないことは承知

成に Generic Mapping Tools Version 6（Wessel

しているが，自分なりに消化していただける方は

et al., 2019）を用いました．

それなりにいるのではないかと期待している．
参考文献
7． ま

と

め
Fukushima, Y., Nishikawa, T. and Kano, Y. 2023. High南海トラフ地震臨時情報やその対応の考え方
は，簡単とはいえない．理解や臨時情報への対応
検討を阻害する一因として，臨時情報発表後に起こる状況に関する不確実性があるが，地震発生の見通しに対する相場観を持っていると，実効的なprobability of successive occurrence of Nankai
megathrust earthquakes. Sci. Rep., 13: 63. DOI: 10.
1038/s41598-022-26455-w
Garrett, E., Fujiwara, O., Garrett, P., Heyvaert, V. M. A.,
Shishikura, M., Yokoyama, Y., Hubert-Ferrari, A.,
Brückner, H., Nakamura, A. and De Batist, M. 2016.

対応計画を立てる参考になると思われる．このよA systematic review of geological evidence for Holo-

うな問題意識のもと，Fukushima et al.（2023）は，

cene earthquakes and tsunamis along the Nankai-

特に「半割れケース」に着目して，南海トラフ地

Suruga Trough, Japan, Earth-Sci. Rev., 159, 337-357.
南海トラフ地震の連続発生確率── 67

DOI: 10.1016/j.earscirev.2016.06.011
石橋克彦・佐竹健治．1998．総合報告 : 古地震研究によるプレート境界巨大地震の長期予測の問題点─日本
付近のプレート沈み込み帯を中心として─．地震 2，50，1-21．DOI:10.4294/zisin1948.50.appendix_1
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Wessel, P., Luis, J. F., Uieda, L., Scharroo, R., Wobbe, F.,
Smith, W. H. F. and Tian, D. 2019. The generic mapping tools version 6. Geochem. Geophys. Geosyst., 20,5556-5564. DOI: 10.1029/2019gc008515

令和 3 年 5 月（一部改訂）．https://www.bousai.go.jp/
jishin/nankai/pdf/honbun_guideline2.pdf（2024 年 3月 28 日閲覧）

福島

Ogata, Y. 1988. Statistical models for earthquake oc-

［ふくしま

洋
よう］

currences and residual analysis for point processes.

現職

J. Am. Stat. Assoc., 83, 9-27. DOI: 10.2307/2288914

究部門陸域地震学・火山学研究分野准教授

奥野真行・奥野香里．2017．伊勢神宮外宮の被害からみた康安元年の地震．歴史地震 ，32，49-55.
大塚路子．2020．南海トラフ地震対策をめぐる経緯．

調査と情報 ─ Issue Brief─ ，1096，14 pp.
東北大学災害科学国際研究所．南海トラフ地震臨時情68 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

略歴

東北大学災害科学国際研究所災害評価・低減研
東北大学理学部宇宙地球物理学科卒業．同 大学

院理学研究科修士課程修了．ブレーズ・パスカル大学（現クレルモン・オーベルニュ大学）（フランス）基礎科学研究科博士課程修了．京都大学防災研究所助教などを経て，2016 年 9 月より現職

衛星重力観測で捉えられた巨大地震
数カ月前の重力変化（解説）田中愛幸
震発生前数カ月から地震後にかけて日本列島を覆はじめにう 1,000 km 以上の空間スケールの重力場変動が生じていることを明らかにした．もし，浅い領域

人工衛星を用いて地球の重力場を全球的に計測で質量変化が生じた場合にはより小さい空間ス

することのできる衛星重力ミッション（GRACE，

ケールの重力変化が検出されるはずであるが，実GRACE Follow-On）が，2000 年代初期より欧米際にはとらえられていない．そのため，深い領域の研究機関を中心に運用されている．衛星重力に変動源を求め，沈み込むスラブの伸張が地震前ミッションは，海洋・陸水・氷床質量等の地球表に発生し，それに伴いプレートの沈み込みが広範

層流体をこれまでにない時空間分解能でモニタリ

囲で加速したという仮説を立て，地震前・地震

ングすることを可能にし，この 20 年にわたり気時・地震後の重力変化を説明した．

候変動研究に大きく貢献してきた（Tapley et al.,Panet et al.（2018）の本編は 6 頁にすぎないが，2017）．一方，M8 程度以上の大地震に伴う重力Supplemental Information（以下，SI）では 90 頁

変化も検出されてきており，GPS を含む GNSS

以上にわたり解析手法，ノイズの評価，モデリン（Global Navigation Satellite System）や合成開口グ等が詳述されている．以下では，本編に書かれレーダーに続く，新たな地震研究用のセンサーとていない SI の内容も若干含めるとともに，重力して期待されている（田中・日置，2017）．最近，計測に関して説明を要すると思われる事柄につい2011 年東北地方太平洋沖地震（以下，東北地震）ては筆者が補足していることをあらかじめお断りの 2～3 カ月前から衛星で捉えた重力場に異常が生したい．

じていたとの報告があった（Panet et al., 2018）．
本稿では，この論文の要点と，論文出版後の関連

衛星重力データ

する動向について紹介する．なお，衛星重力ミッションの歴史や重力測定の原理に関する日本語の基となるデータは，2002 年から 2014 年までの

文献は，測地学 WEB テキスト（https://geod.jpn.

GRACE レベル 2 データであり，世界に複数存在

org/web-text/part3_2014/matsuo/index.html）

する解析センターのうち，フランスの宇宙機関でや宗包（2013）を参照されたい．

ある CNES の公開データを用いている．衛星が観測した重力場はポテンシャルの理論に基づいて

論文の概要

地表における重力場に換算される．レベル 2 デー
タは，月ごとの全球ジオイド（平均海面と一致す

Panet et al.（2018）は，衛星重力データに独自る等重力ポテンシャル面）を球面調和関数で展開の解析手法を適用することで，2011 年の東北地した際の係数である．これらの係数は 1 カ月間の衛星重力観測で捉えられた巨大地震数カ月前の重力変化（解説）── 69

平均であり，地震時（たとえば 2011 年 3 月）のケールを 800～1,600 km まで変えても傾向は大き

データには，地震前および地震後の変動も含まれく変わらず，重力勾配はプレートの沈み込み方向

ることに注意が必要である．GRACE データはで最大になる．図 1a が地震前の 2010 年 7 月から

250 km 程度までの空間分解能を持つが，空間ス

2011 年 2 月までの変化を示す．北東-南東方向にケールが大きい変化ほど，より小さな振幅であっ

延びる正負の目玉が，日本海から伊豆・小笠原海てもとらえることができることが知られている．

溝にわたって見られる．この図において，重力勾

多くの場合，GRACE データのユーザーは地震に配が正（赤色）の領域は，地表付近または地下で伴う変化を解析する際，できるだけ分解能を高め

質量欠損が生じたことを意味する．地震前の変化ようとする．これに対して，Panet et al.（2018）

は地震時の変化（図 1b）とおおむね似た空間パは，以下の 3 点を解析手法の特徴としてあげていターンをもつ．地震前の変化が数カ月前から系統

る：① 1,000 km を超えるような長波長の変化を的に大きくなることを，ウェーブレット解析によ球 面 上 の 空 間 フ ィ ル タ ー を 用 い て 抽 出 す る，

り示すことができる．地震前に生じた重力勾配の② 時系列データにウェーブレット解析を適用し，変化の大きさは，毎年の積雪によるものと同程度数カ月から数年までの時間スケールの変化を網羅であり，陸水や海洋の季節変動より少なくとも 2

的に調べる，③ 鉛直方向の重力ではなく，重力倍大きい．

の水平成分の勾配が最大となる方位を求め，プ
レート沈み込み方向と関連付ける．

上記の地震前の重力勾配の変化は，ウェーブ
レット解析を時系列に適用する前の 1 カ月ごとのデータからも読み取ることができる．図 2 に，い地震前後の重力場変動

くつかの地点におけるデータを示す．図 2b から，2010 年 12 月から 2011 年 2 月にかけて系統的に

図 1 は，東北地震前後の 4 つの期間における重重力勾配が増加または減少していることが分か

力勾配の時間変化を示す．空間フィルターのス

る．次に，地震時のステップと線形トレンドを取

図 1gx．x は南東方x−122
向を示す（N20°E～N50°E の平均値）．単位は mEötvös（10 /s ）．Panet et al.（2018）Fig.
1 より
衛星重力観測から得られた 1,400 km スケールでの東北地震前後の重力勾配

70 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 21,400 km スケールでの月ごとの重力勾配．b は a から年周・半年周成分と計測誤差に関連する周期性を除いたもの，c はさらに地震時のステップ変化と線形トレンドを除いたもの．青の点は 2010 年 12 月と 2011 年 2 月，ピンクの点は 2011 年 3 月の値を示す（2011 年 1 月は欠測）

り除いた時系列データを作成する（図 2c）．得らる変動が 2 年程度も残り続けるとは考えにくい．

れた変化は，地球表層流体等のシグナルのうちモデルで取り切れなかった寄与や計測誤差を含んで地震前の重力変化の解釈

いる．2002 年 8 月から 2010 年 5 月の変動が白色雑音のように正規分布に従うと仮定して求めた

図 1a の重力勾配のパターンから，日本海下に

90 および 97.5 パーセンタイルが図 2c の 2 つの点おける質量減少と房総沖の三重会合点南方での質線 で 示 さ れ て い る． こ の 図 か ら， 少 な く と も量増加が示唆される．このパターンを説明するた2011 年 2 月のデータが 2σ を超えることが分かめ，次のような仮説が提示された．

る．さらに，地震時に生じたオフセットとは別に，前者の質量減少は，日本海下に位置する太平洋

地震前に生じた青の点の変化が地震後までバイア

プレートのスラブが引き延ばされ，地殻の密度がスとして残っているように見える（図 2b）．地震

低下したとすることで説明できる．スラブの伸張

時の変化を取り除くと，地震前に生じた変化の空を支持する研究結果として，Bouchon et al.（2016）

間パターンが地震後も維持されていることが確かを引用している．これによると，2011 年 1 月かめられる（SI の図 33）．地球表層流体により生じ

ら東北地震発生までの期間に東北地方浅部で地震

衛星重力観測で捉えられた巨大地震数カ月前の重力変化（解説）── 71

活動が増加しており，この増加に同期して深さり，粘弾性緩和の寄与を差し引くと，北西の大陸

100 km 前後で引張メカニズムの地震が増加する．

プレート側では残差がほぼゼロとなるが，南東のスラブの伸張をかりに正断層すべりで近似した場

海洋プレート側で正負に振動するパターンが残る

合，観測された重力勾配を説明するには，深さ（SI6.3 節 ）． こ の 残 差 重 力 は 海 溝 の 南 東 側 に 広245～330 km に長さ 1,200 km, 幅 100 km，すべり

がっているため，プレート沈み込み境界の浅部ま

量 40 cm（モーメントマグニチュード 8.4）の断たは深部のすべりでは説明できない．そこで，海層が必要になるが，力学的な妥当性は検討が必要

溝より南東側の領域まで含めて海洋プレートが海であると述べている．

溝に向かって北西へ 15 cm 程度，水平移動し，プ後者の質量増加は，上で述べた広域的なスラブの引張が，プレート間カップリングの弱い伊豆小

レート沈み込みが加速したと仮定すると重力変化が説明できる．

笠原海溝において太平洋プレートの沈み込みを加以上をまとめると，重力場の異常は地震断層よ

速させたことで，冷たく密度の大きいプレートがりも広域に発生し，地震前から地震後にかけて北

沈み込むことで地下の質量が増加したとして説明

西から南東へ移動する．このような異常は，大規できる．

模なプレート運動の変化により説明できる．まただし，これらに対応するような地殻変動は検ず，地震発生数カ月前から太平洋プレートスラブ

出されていない．また，別のメカニズムとして，がマントル中で伸張する．この影響が太平洋ププレート間カップリングが深さ 20～100 km におレートとフィリピン海プレートの浅部にまで伝播

いて減少した場合も検討している．この場合，上し，太平洋プレートとフィリピン海プレートの沈のスラブの伸張で考えた場合よりも質量変化が浅み込みをプレート境界に沿って約 2,000 km にわ

いところで起こるため重力勾配の短波長成分が強たって加速させる．

まるはずだが，そのような観測結果は得られなかったとして棄却されている．
地震時および地震後の重力変化の解釈

論文出版後の動向
Wang and Burgmann（2019）は，異なるデー
タセットや解析手法を用いて検証を行った．該当

2011 年 3 月の重力勾配変化からも，断層破壊

する重力変化が東北地震前に存在することは確認のスケールよりももっと広域に質量変化が起きてされたものの，地球全体ではさまざまな場所，時いることが指摘される．図 3a は観測された重力期に似たような重力変化が生じており，地震前の勾配変化を示す．図 3b は，地震時の地殻変動か変化が本当に地震と関連しているかどうかは統計ら推定した断層モデルを用いて，フォワード計算的に有意でないと報告した．これに対し，Panetで求めた重力勾配変化である．観測結果が計算結

et al.（2022）は，解析手法のちがいこそが肝要果に対して時計周りに 30 度ほどずれているが，であり，東北地震前のシグナルとそれ以外の陸水

このずれは別の複数の研究者からすでに報告され等によるシグナルやノイズとは時空間的な構造がている．また，南東側の負の変化をみると，観測異なることを強調している．たとえば，バンドパ

結果のほうが振幅も範囲も大きい．さらに，観測

スフィルターを地表の各点に適用して長波長成分

結果においては，今述べた負の変化のさらに南東を抽出することはきわめて重要だと述べている．

側（プレートが沈み込む前の水平に移動している

同論文では，データセットを増やすとともに信頼領域）にも正の顕著な変化がみられる．図 3a の度をより高めた解析手法を提示している．Bouih

変化から，モデル計算で求めた地震時，余効すべet al.（2022）は，M9 クラスのチリ・マウレ地震

72 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 32011 年 3 月の重力勾配（800 km スケール）．カラースケールは図 1 の 5 倍．左が観測結果，
右が地震時地殻変動から推定された断層モデルによる計算結果．Panet et al.（2018）の Fig.
5 a, b より

でも地震前に同様のシグナルが検出され，スラブAnd Geosciences International Constellation）での深さ 150 km 付近の変形により説明できることある（Daras et al., 2024）．計測精度は現行ミッを報告している．

ションよりも高く，時間分解能は数日と劇的に改善される．Panet et al.（2018）では，基データのおわりに1 カ月ごとの重力時系列データのうち地震前の異常を示すのは高々 2 個（2 カ月分）のデータにす

最後に，重力観測に携わる一研究者として，筆ぎなかった．MAGIC が実現すれば，時系列解析

者自身の感想を観測の観点から 2，3 述べて終わの値の信頼性が大幅に向上することが期待できる．

りたい．

2 つ目は地上重力観測である．図 4 に，筆者も測定精度の高い衛星重力場の長波長成分に着目従事してきた宮崎における観測結果を示す．連続しながら，空間勾配をとることでより小さな空間

観測が困難なため時間分解能は約 1 年と悪い．し構造を抽出する Panet らの解析手法はユニークたがって，地震との関連性を主張する意図はないである．一方で，手法によってはシグナルの有意が，観測事実として，東北地震直前の 2010 年 11

性を示せないことがあるため（Wang and Burg-

月にそれまでの傾向と異なる重力値の減少がみら

mann, 2019），まずは地震前の重力変化が本物でれる．宮崎で観測した重力の変化であるため，筆あるか，再現性を確かめることが重要である．そ者は地理的に近い豊後水道のスロースリップとののためには，今後，日本あるいは世界のどこかで関連性を疑っていたが，Panet et al.（2018）が提M9 地震が起きた際に重力シグナルを検出できる

案した，南海トラフにまで及ぶ広域なスラブ伸張

準備をいかに進められるかがポイントとなる．そによる質量減少とも符号する．残念ながら，重力

こで，今後の重力観測に関して 2 点述べる．

計が高価であることもあり，地上重力の観測点数

1 つ目は 2030 年頃から予定されている欧米のは GNSS 観測点と比べて圧倒的に少なく，研究共同衛星重力ミッション MAGIC（Mass-change

者数も少ない．新谷（2022）は，低コストで多点

衛星重力観測で捉えられた巨大地震数カ月前の重力変化（解説）── 73

図 4

地上観測（絶対重力計 FG5）でとらえられた京都大学防災研究所宮崎観測所における重力変化．
単位はμガル（10−8 m/s2）．測定は東京大学地震研究所重力チーム．オレンジの縦線は東北地
震の発生時期を示し，地震後の測定はその数日後に行われた．下の図は Nishimura（2014）のFig. 6 を編集したもので（符号等は原論文を参照のこと），緑の線が四国から日向灘へかけてのスロースリップの発生時期を示す．2010 年から 2011 年初めにかけての重力減少と豊後水道から日向灘にかけてのスロースリップ時期が同期しているようにも見える展開できる光ファイバーネットワークを利用した

地殻変動観測の時間分解能を高める開発を行って絶対重力計の開発を進めており，こうした技術開

おり，将来的に海溝より遠くへ観測が展開できれ発により重力監視網の構築を目指すことで，上記

ば，仮説として提示されたような大規模なプレーの重力シグナルの検証に貢献できると思われる．

ト運動の変化が検証できるかもしれない．

すでに述べたように重力の長波長成分を扱うこなお，ここで述べた重力観測や海底地殻変動にとには精度的なメリットがあるものの，地球表層関する技術開発は，学術変革領域研究（A）「Slow-の現象で説明できない場合は深いところに質量変

to-Fast 地震学」のサイトからダウンロードでき動の原因を求めることになる．しかしながら，こる資料でも紹介されているので，興味のある方はのことは重力以外の観測による独立な検証を難し

参照していただければ幸いである（https://slow-

くする．Panet らが提案するメカニズムを支持す

to-fast-eq.org/）．

る地殻変動は検出されておらず，地震活動やテク
トニックな条件などと関連付けて証拠立てていく

参考文献必要がある．本編で引用されていないものとしては，筆者は浅部で大地震前に深い地震が起こるこ

Bouchon et al. 2016. Potential slab deformation andとを指摘した研究（茂木，1972）を想起した．他

plunge prior to the Tohoku, Iquique and Maule earth-には，プレートの大規模な加速を実証するには，
海底測地観測が最も直接的な検証手段であろう．
Yokota et al.（2023）は，UAV を利用して海底74 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

quakes. Nat. Geo., 9, 380-383. DOI:10.1038/NGEO2701
Bouih et al. 2022. Deep mass redistribution prior to the2010 Mw 8.8 Maule (Chile) Earthquake revealed by

GRACE satellite gravity. Earth Planet. Sci. Lett., 584:

ﬂoor crustal deformation observations by UAV-based

117465. DOI: 10.1016/j.epsl.2022.117465

GNSS-A. Sci. Rep., 13: 4105. DOI: 10.1038/s41598-023-

Daras et al. 2024. Mass-change And Geosciences International Constellation (MAGIC) expected impact on

31214-6
新谷昌人．2022．光通信技術を用いた重力観測網の構

science and applications. Geophys. J. Int., 236, 1288-

築と火山活動監視に関する研究．東北大学電気通信

1308. DOI: doi.org/10.1093/gji/ggad472

研究所研究活動報告 ，28，304-306.

Nishimura, T. 2014. Short-term slow slip events along

宗包浩志．2013．下から見た衛星重力ミッション GRACE．

the Ryukyu Trench, southwestern Japan, observed

測地学会誌 ，59，111-118. DOI: 10.11366/sokuchi.59.111

by continuous GNSS. Prog. Earth Planet. Sci., 1: 22.

茂木清夫．1972．浅い大地震と深発地震．地震 第 2 輯 ，25，263-264. DOI: 10.4294/zisin1948.25.3_263

DOI: 10.1186/s40645-014-0022-5
Panet et al. 2018. Migrating pattern of deformation

田中優作・日置幸介．2017．GRACE 地震学─衛星重

prior to the Tohoku-Oki earthquake revealed by

力観測による地震研究のこれまでとこれから─．地

GRACE data. Nat. Geo., 11, 367-373. DOI: 10.1038/

震 第 2 輯 ，69，69-85. DOI: 10.4294/zisin.69.69

s41561-018-0099-3
Panet et al. 2022. Detecting preseismic signals in
GRACE gravity solutions: Application to the 2011

田中愛幸

Tohoku Mw 9.0 earthquake. J. Geophys. Res., 127,
e2022JB024542. DOI: 10.1029/2022JB024542
Tapley et al. 2017. Contributions of GRACE to understanding climate change. Nat. Clim. Change, 9, 358369. DOI: 10.1038/s41558-019-0456-2

［たなか

現職

よしゆき］

東京大学大学院理学系研究科地球惑星科学専攻

准教授
略歴 2002 年東京大学大学院理学系研究科中退．博士（理学）．国土交通省国土地理院，ドイツ地球科学セン

Wang, L. and Burgmann, R. 2019. Statistical signifi-

ター GFZ，東京大学地震研究所を経て，2018 年より現cance of precursory gravity changes before the職

2011Mw9.0 Tohoku-Oki earthquake. Geophys. Res.

研究分野

Lett., 46, 7323-7332. DOI: 10.1029/2019GL082682

測地学．地殻変動，地球重力の理論・観測研究に従事

Yokota, Y. et al. 2023. Experimental veriﬁcation of sea-

衛星重力観測で捉えられた巨大地震数カ月前の重力変化（解説）── 75

地震計に記録された人間活動
日本は有数の地震大国であり，日本各地に地震計が設置されている．地震計と聞けば地震による地面の揺れを記録するものと思ってしまう
が，大地震直後の活発な余震活動の最中でもな
いかぎり地震計記録の中で地震による揺れはほんの一部にすぎない．地震計記録の大部分を占めるのは雑多な揺れ，「ノイズ」だ．ノイズはいろいろなところからやってくる．海や川，風といった気象現象とともに大きなノイズ源となっているのが，人間活動だ．大きなトラック
が近くを走ったときに地面が揺れるのを感じた
ことがある人は多いだろう．そのような交通は
大きなノイズ源となるし，人が歩いても地面は揺れる．工事や工場など産業活動によっても地面は揺れる．図 1 に首都圏地震観測網（MeSOnet; 防災科学技術研究所，2021）と呼ばれる地
震観測点の 1 日のノイズレベル時間変化を示

図 1

MeSO-net 観測点における月曜日の平均的なノイズレベル時間変化（Yabe et al., 2020a）．
線の色の違いは観測点の違いを示す

す．地震計を設置する際には普通，人間活動由
来のノイズをなるべく避けるために街から離れできるようになった．図 2 に MeSO-net 観測点

た山の中に設置したり，孔を掘削して地下深く

における 2018 年から 2020 年までの前半年のノに埋設したりする．MeSO-net は珍しく人が多イズレベルの推移を示す（Yabe et al., 2020a）．

く住む首都圏の街中に設置されている地震観測

MeSO-net 観測点は主に学校の敷地内の浅い点が多いため，人間活動の痕跡が色濃く記録さ（～20 m）孔内に埋設されている．まず学校がれている．人間活動が活発な日中にはノイズが休 校 と な っ た 2020 年 3 月 か ら 特 に 高 周 波 数

大きく，寝静まる夜間にはノイズが小さい．日（＞20 Hz）帯域においてノイズ低下が見られる

中でもお昼休みには少しノイズが小さくなる．

ようになった．そして，都知事による外出自粛

このように，地震計は「人間活動計」でもある

要請や最初の緊急事態宣言が首都圏に発出されのだ．

た同年 3 月下旬から 4 月上旬にかけての期間に

人間活動計としての地震計の役割が大きく意

より低周波数帯域においても例年よりも 20%識されたのは，コロナ禍においてだった．コロ程度のノイズ低下が見られるようになった．ノナ禍が始まった当初は人の移動の自粛が強く要イズの大きさはゴールデンウィーク頃を境に増請され，学校が休校したりテレワークが推奨さ

加傾向に転じた．緊急事態宣言の解除後にはおれるなど，人間活動が大きく停滞した．さらに，

おむね例年どおりの状態に戻っている．周波数

コロナ禍においては携帯電話の位置情報に基づ帯域によるノイズレベルの推移の違いは，観測く人口動態データが流通し，人間活動が可視化

点が影響される人間活動の空間範囲に起因するされた．これにより，地震計ノイズと人間活動と考えられる．高周波数の地震波ほど速く減衰の関係を今までよりも具体的に検討することがするため，より近い範囲の人間活動の影響が強76 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

図 2

MeSO-net の E.HN1M 観測点における 2018～2020 年の 1～6 月におけるノイズレベルの推移（Yabe et al., 2020a）．緑の縦線はコロナ禍における社会的出来事の生じたタイミングを示す

想される．一方で，低周波側の地震計ノイズレ
ベルの推移は携帯電話の位置情報により可視化された人間活動の推移とよく一致する．株式会
社 Agoop が公開した人口動態データによると，学校が休校になった時点では人出の減少はわず
かなものにとどまっていたが，都知事の外出自
粛要請と緊急事態宣言の発出により大きく減少
することとなった．ゴールデンウィークまではその減少傾向が続いたが，その後は増加傾向に反転した．この推移は地震計ノイズレベルの推移と定性的によく一致する．このようなコロナ
禍における地震計ノイズレベルの低下は世界各地で報告されている（Lecocq et al., 2020）．さ
まざまな人間活動がどのような大きさの地震動を励起するかはまだよく検討されていないた
め，地震計ノイズレベルと人間活動の活発度を
図 3

サッカー試合開催中のランニングスペクトル
記録．（A）2018/12/01 に開催された J リーグ
試合中の MeSO-net・E.KW8M 観測点における記録（Yabe et al., 2022b）．（B）2023/05/06に開催されたアジアチャンピオンズリーグ決勝試合中の Hi-net 岩槻観測点における記録

定量的に結びつけることはまだ難しい．しかし，地震計を人間活動度計として用いること
で，社会活動のモニタリングに新たなツールを与えることになると期待される．
地震学的な研究においては，人間活動由来のノイズは従来避けるべきものであったが，最近では積極的にそれを利用する機会が増えている．

調される．MeSO-net の地震計は学校の敷地内

たとえば地震波干渉法（Wapenaar and Fokkema,にあるため，高周波数帯域では学校内の活動が2006）の開発によって，ランダムにやってくる

休校でなくなったことを強く反映していると予人間活動由来のノイズを用いて地下構造をイ
地震計に記録された人間活動── 77

メージングすることができるようになった．地持った地震動が断続的に確認できる（図 3B）．

下構造の詳細な把握は，防災上非常に重要であ

浦和レッズのチャントの歌詞どおり，人々の情る．最近では，光ファイバーを用いた稠密地震

熱が「世界を揺らせ」ているのだ．決勝戦で気観測技術（Distributed Acoustic Sensing: DAS;

合が入っていただけあって，試合前練習の時間

Zhan, 2020）の発展などもあり，都市環境でのよりも前から試合後もしばらくサポーターの凱

地震観測機会が増加している．そのため，これ歌が続いているようだ．サポーターのジャンプ

までよりも積極的な人間活動ノイズの利用が重が励起する地震波を稠密に観測し解析すること要となってくる．その一例として，サッカー・で，その走時や振幅の距離減衰を評価できる．

J リーグの試合中にサポーターが飛び跳ねるこ

理論的に計算した波形と観測結果を比較することによって生じた地震波の観測がある（Yabeとで，浅部地盤構造の妥当性を評価することがet al., 2022b）．MeSO-net の M.KW8M 観測点は，可能であることが示されている．さまざまな人

柏レイソルのホームスタジアムである三協フロ間活動を「震源」とし，その周囲で DAS など

ンテア柏スタジアムの南方 550 m ほどの場所も活用した稠密な地震観測を実施していくことに位置している．図 3A に試合前後の地震記録

で，人が多く住む都市域の詳細な浅部地盤構造（ランニングスペクトル）を示す．試合前と試評価につなげていくことが期待される．

合中の時間に特徴的な周波数をもつ地震波が到

人間活動が励起する地震波の研究はまだ始来していることが分かる．特徴的周波数はいく

まったばかりと言える．浅部地盤構造評価をはつかみられるが，各時間帯において最小周波数じめとした防災用途だけでなく人間活動一般にの正数倍となっていることが確認でき，これは関する社会学研究やエンタメ的用途にも応用が人がジャンプしたときに放出される地震動モデ期待できる．地震学の本流ではないかもしれな

ルと一致している．さらに特徴的周波数の時間

いが，この分野の発展にも貢献していきたい．

変化は，サポーターが歌っているチャント（応援歌）の推移と対応していることが，スタジア

謝辞

ム内の音声との比較から確認できた．サポー

本研究では株式会社 Agoop が公開した人口

ターは試合状況に応じてさまざまなチャントを

動態情報を利用した．また，J リーグ試合開催

歌うが，それぞれ異なるリズムを持っている．

中の臨時地震観測実施には日立柏レイソル株式

サポーターはチャントに合わせてジャンプする会社のご協力をいただいた．

ので，歌っているチャントによって励起される

参考文献

地震波の特徴的周波数も変化するのだ．このような地震動が観測できるのはこの場所だけではない．埼玉県の Hi-net（防災科学技術研究所，2019）岩槻観測点でも同様のシグナルを見出すことができる．ここは熱狂的なサポーターで知られる浦和レッズのホームスタジアム，埼玉ス
タジアム 2002 の最寄りの観測点である．最寄
りといっても，水平方向に 3 km も離れており，地震計が埋設されているのは地下 3.5 km もの深さである．それにもかかわらず，2023 年に浦和レッズが埼玉スタジアムの試合でアジア
チャンピオンになった際には特徴的周波数を78 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

防 災 科 学 技 術 研 究 所．2019． 防 災 科 研 Hi-net. National Research Institute for Earth Science andDisaster Resilience. https://doi.org/10.17598/NIED.
0003
防 災 科 学 技 術 研 究 所．2021． 防 災 科 研 MeSO-net.
National Research Institute for Earth Science andDisaster Resilience. https://doi.org/10.17598/NIED.
0023
Lecocq, T. et al. 2020. Global quieting of high-frequency
seismic noise due to COVID-19 pandemic lockdown
measures. Science, 369, 1338-1343. https://doi.org/
10.1126/science.abd2438

Wapenaar, K. and Fokkema, J. 2006. Greenʼs function
representations for seismic interferometry. Geophysics, 71, SI33-SI46. https://doi.org/10.1190/
1.2213955
Yabe, S., Imanishi, K. and Nishida, K. 2020a. Two-

Space, 74: 123. https://doi.org/10.1186/s40623-02201686-3
Zhan, Z. 2020. Distributed acoustic sensing turns
ﬁber-optic cables into sensitive seismic antennas.
Seismol. Res. Lett., 91, 1-15. https://doi.org/10.1785/

step seismic noise reduction caused by COVID-19

0220190112

induced reduction in social activity in metropolitan（矢部Tokyo, Japan. Earth Planets Space, 72: 167.
https://doi.org/10.1186/s40623-020-01298-9
Yabe, S., Nishida, K. and Sakai, S. 2022b. Earth-

優：産業技術総合研究所地質調査

総合センター活断層・火山研究部門
地震地下水研究グループ主任研究員）

shaking J. LEAGUE supporters. Earth Planets

地震計に記録された人間活動── 79

簡単な余震回数公式の提案〜萩原幸男先生の遺稿
岡田義光
本年 2 月に亡くなられた萩原幸男先生とは，これまで 3 回にわたる御縁があった．
1 回目は，筆者が東京大学地震研究所に入所しの余震活動がいつまで続くのかを地震活動初期のデータから推測する手法の開発に強い関心を示されていた．

た 1970 年以降の時期で，当方は地殻変動研究室，その一端は地震ジャーナル 65 号に「余震統計

萩原先生は測地研究室に属していた．当時は，い式再考」として寄稿されているが（萩原，2018），

わゆる震研紛争の最中であり，先生は教授会側のそこでは，指数則とべき乗則をつなぐ道具とし斥候役として，地震研の裏隣りにあったテモテ教て，q-指数関数の適用を提案されている．

会から研究所の様子を偵察していたとの噂を立てられていた．

このほかにも，先生は「q-Langevin 関数は使えないか」とか，「一般化 Pareto 分布で余震終息

2 回目は，筆者が 1980 年に国立防災科学技術

時期を予測できないか」等と，お会いするたびにセンター（現在の防災科研）へ転籍した後，先生次々とアイデアを繰り出され，当方はついてゆくは 1989 年から 3 年間，研究所の所長として赴任のがやっとの状態であった．

してこられた．その在任中，伊東市沖で海底噴火

それでも，先生が提案された数式の適用性を検の発生という大事件が起こり，先生に連絡をとろ証するべく，1995 年兵庫県南部地震（M7.3）やうとしたところ，行方がわからない．結局，守衛

2018 年 6 月 大 阪 府 北 部 地 震（M6.1），2018 年 9

所で酒盛りをしていたことがわかったのは，数時

月北海道胆振東部地震（M6.7）等の日別余震回

間あとのことであった．

数データにあてはめるお手伝いをさせていただいそして 3 回目は，地震予知総合研究振興会にてた．

2001 年以降の 20 余年にわたり，地震ジャーナル

そうこうするうち，昨年の 6 月 21 日付けで，編集委員会でのお付き合いをさせていただいた．

新たなアイデアを示す書簡とメモが筆者宅に郵送

最初の 15 年間は，萩原委員長のもとで，伯野元されてきた．これに対し筆者は，「ほんの数日の彦先生と筆者とが委員を務めていたが，萩原・伯データから 1,000 日先までも予測できてしまうの

野両先生の会話はいつも漫談のごとく愉快で，毎は驚きです．たいへんに興味深い結果であり，ぜ回楽しかった思い出がある．

ひ，寄書におまとめください」とメールで返信しなつかしくて，つい余談になってしまったが，
ここから本題に入ろう．

たが，これが先生との最後のやり取りになってしまった．

よく知られているように，萩原先生はむずかし

次頁以降に，いただいた書簡とメモをそのままい数学が得意で，しばしば数学関係の学会で講演の形で掲載する（ただし，（参考図）は筆者によをされたり，専門誌への投稿などもされていたよる）．このメモは，筆者にとって萩原先生の実質うである．

的な遺稿といえる存在であり，ここに，あらため

その得意な数学を活かして，先生は大きな地震

80 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）て先生のご冥福をお祈りしたい．

簡単な余震回数公式の提案～萩原幸男先生の遺稿── 81

82 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

参考文献
萩原幸男．2018．余震統計式再考─指数則とべき乗則を結ぶ─．地震ジャーナル，65，45-50.

岡田義光
［おかだ

略歴

よしみつ］

東京大学大学院理学系研究科地球物理学専門課

程博士課程中退．東京大学地震研究所助手（富士川地殻変動観測所），防災科学技術研究所地震調査研究セン
ター長，企画部長，理事長などを経て，2023 年まで地震予知総合研究振興会理事．
研究分野
著書

地震学，地殻変動論

日本の地震断層パラメター・ハンドブック（共著，鹿島出版会），現代測地学（共著，日本測地学会），
自然災害の事典（共著，朝倉書店），日本の地震地図
決定新版（東京書籍）他

簡単な余震回数公式の提案～萩原幸男先生の遺稿── 83

上田誠也先生とプレートテクトニクス
固体地球科学の分野に大きな足跡を残されたであろうか？

上田誠也先生が 2023 年 1 月に他界されて早やプレートテクトニクスにおけるプレートは，

1 年と 2 カ月がたった．私が「地震ジャーナル」

海で冷やされて固くなり熱伝導でしか地球外にから「先生とプレートテクトニクス」について内部熱を放出できなくなった表層百キロ部分を一言書いてほしいと依頼されたのは，私が正式指す．中央海嶺は横に引っ張られたプレートのには先生の最初の修士学生であったからであろ

割れ目であって，できた隙間には下からマグマうか？私の修士時代（1966～1968）はプレートが貫入し固化してプレートへと変身する．海溝

テクトニクス誕生と軌を一にしていた．すなわ

は 2 つのプレートが衝突し過剰なプレート部分

ち，D. McKenzie が沈み込み口（海溝）の地震が地表から消失する場所である．海嶺と海嶺，のスリップベクトルから（McKenzie and Parker,

あるいは海溝と海溝は互いにトランスフォーム

1967），また J. Morgan が湧き出し口（海嶺）

断層で連続する．このようにプレートおよびプとトランスフォーム断層の幾何学関係から

レート境界を実体化することにより，プレート（Morgan, 1968），そして X. Le Pichon（1968）

テクトニクスはその発展の最初の段階においが両者の剛体運動としての整合性から，それぞて，中央海嶺から海溝までの水深の変化や地殻れプレートテクトニクスの骨格をなすアイデア

熱流量の変化を定量的に説明できるようになっを発表したのがまさに 1967 年末から 1968 年でた．かくして上田先生のグループが精力的に進ある．これら創始論文の内容は海底が中央海嶺

めてきた海底地殻熱流量の測定結果は，プレーで生まれ移動し海溝で消滅するという H. Hess

ト概念の実体化を始め，プレートテクトニクス（1962）の「海洋底拡大説」と概念は共通するの初期の発展に大いに貢献した．中でも，東太ものの，そこにはまさに革命的な飛躍があっ平洋中央海嶺での 300 点を超す地殻熱流量測定

た．今振り返れば，プレートテクトニクスを得や 1,000 点を超える海溝付近での測定値，さらて人類は初めて地球表層の動きを予測・検証でには W.H.K. Lee と共同した全海底測定値のコきるようになったのだが，当時そのことに気がンパイル（Lee and Uyeda, 1968）は，先生の付いた人はそれほど多くない．

数々の国際的な賞の源泉となった．

とはいっても欧米では当初からこの考えは好ただ不思議なことに，上田先生はプレートテ

意的に受け入れられ，たとえば，J. Morgan がクトニクスの本質を最初から理解しこれを最も1967 年秋の AGU 総会で彼のプレートテクト

強固に支持し続けたが，その構築をご自分がニクス論文を初めて発表したとき，聴衆の間にリードしようとした形跡はない．もしかした

熱狂的な反応があったらしい．この反応に驚いら，あの 3 論文を読んだ瞬間に自らが創始者たた雑誌 NATURE は 1968 年 1 月号に掲載予定

る機会を失ったことを理解されたのかもしれなだった D. McKenzie のプレートテクトニクス

い．その後の先生は，プレートテクトニクスの論文を前年 12 月号の中に強引に押し込んだ．

枠内からはみ出した問題を「沈み込み帯学」

かくてプレートテクトニクス創始論文の順序は（Subductology）として体系化することに努力

D. McKenzie（1967），そして J. Morgan（1968）

された．こうした発想の原点に，海溝を挟んだの順になったとされる．当時の熱狂ぶりが伝わ

海側と陸側との海底地殻熱流量の著しい非対称

るが，その熱狂は果たしてプレートテクトニク

分布があったことは疑いない．プレートテクト

スの持つ革命的意義に気が付いたものであった

ニクスは，対象とする世界を深さ 100 km まで

84 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

の表層に限ったため地殻熱流量の分布の非対称である．時代はすでにプレートテクトニクスを性も問題にならなかった．海溝を挟む地殻熱流

地球表層の運動を記述する真実として受け入量の非対称分布は，より深部が関わってプレーれ，その精緻化・実用化を目指しつつあった．

トテクトニクスの枠内に答えのない問題の典型

そんな時代にあって，上田先生はプレート運動なのである．上田先生はここにプレートテクトの「肝」は沈み込み帯の表層以深にあると喝破ニクスとは別の切り口を見出し模索していたのし，プレートテクトニクスの枠を超えた「沈みである．

込み帯学」をリードされたのである．

こうした模索の一環として当時毎週セミナー

参考文献が開かれていた．私は博士課程の地震学専攻の学生で先生の研究室を離れていたが，このセミ
ナーには欠かさず出席していた．しかし今思え
ばこのセミナーは「猫に小判」だったかもしれない．セミナーの趣旨故か，紹介される論文は地質学を中心にテーマが自分の理解の遠くにありすぎて，ただ茫然としたまま気が付いたらセForsyth, D. and Uyeda, S. 1975. On the relative importance of the driving forces of plate motion.
Geophys. J. R. Astr. Soc., 43, 163-200.
Hess, H. H. 1962. History of ocean basins. in Petrologic
Studies: A Volume to Honor A.F. Buddington, ed.,by Engel, A.E.J., James, H.L. and Leonard, B.L.,
599-620, Geological Society of America, 1962.

ミナーは終わっていたということが多かった．

Lee, W.H.K. and Uyeda, S. 1965. Review of heat ﬂow

こうした模索の中から以下のような先生の代表

data, in Terrestrial Heat Flow, Volume 8, Chapter

的 2 論文が生まれた．
プレートテクトニクスは，プレート同士に働く力が互いにバランスした状態にあって，プ
レートを動かしている主たる原動力が何かは容易にわからない．この原動力が，プレートテク
トニクスの表舞台（深さ 100 km まで）にはな
く，沈み込み帯の表層以深にあることを示したの が D. Forsyth 博 士 と の 共 著 論 文（Forsythand Uyeda, 1975）である．また，沈み込み帯
が巨大地震を伴うチリ型と伴わないマリアナ型とに分けられ，両者の違いは表層以深はるか深くにまで及ぶことを示したのが H. Kanamori
博士との共著論文（Uyeda and Kanamori, 1979）

6, Geophysical Monograph Series, 1965. DOI: 10.
1029/GM008p0087
Le Pichon, X. 1968. Seaﬂoor spreading and continental drift. J. Geophys. Res., 73, 3661-3697.
McKenzie, D. P. and Parker, R. L. 1967. The North
Pacific: an example of tectonics on a sphere.
Nature, 216, 1276-1280.
Morgan, J. 1968. Rises, trenches, great faults andcrustal blocks. J. Geophys. Res., 73, 1959-1982.
Uyeda, S. and Kanamori, H. 1979. Back-arc opening
and the mode of subduction. J. Geophys. Res., 84,1049-1061.

（深尾良夫：国立研究開発法人海洋研究開発機
構特任上席研究員）

上田誠也先生とプレートテクトニクス── 85

関東大震災―町のオーラルヒストリー
森まゆみ
1984 年に地域雑誌「谷中 ･ 根津 ･ 千駄木」をの付き合いのある編集者がやりましょう，といっ

創刊して以来，主に地域の住民の話を聞き，活字てくれた．こうして 2023 年 9 月 1 日に出版されに定着してきた．私たちの町通称「谷根千」はごたのが「聞き書き・関東大震災」（亜紀書房）でく普通の庶民が住む町で，ほとんど活字資料がなある．

かったし，みんな自分で書くのは面倒で嫌がっ関東地震は 9 月 1 日の午前 11 時 58 分 33 秒にた．聞くしかなかったのである．おそらく 40 年起こった．震源地は相模湾の海底．この地震に間に数千人の住民から土地の暮らし，歴史，暮ら

よって関東大震災が発生，死者は東京だけでなくし，思い出について聞いて「記憶を記録に」して神奈川や千葉も含めおよそ十万五千人，焼失戸数

きた．

29 万戸弱．近代最大の天災である．四万人が避地域雑誌に一部は載せたが，費用もなく，32
頁からせいぜい 64 頁の薄い雑誌しかつくれな

難した本所区の被服廠跡では火災による竜巻が起
こり，三万八千人が焼死した．

かったし，メモのままで日の目を見なかったもの

首都東京では東側，京橋区，日本橋区，神田区，もある．ときにはお年寄りに嫁の悪口や，体の不浅草区，本所区，深川区はほとんど焼けた．一方，

調を訴え続けられることもあった．

芝区，赤坂区，牛込区，四谷区，小石川区は焼け問わず語りに出てくるのは 1923 年の関東大震ていない．その間に挟まれたわが町，本郷区は東災と，1945 年の米軍による空爆である．どちら

京帝国大学や湯島など 17％が焼け，下谷区は谷も火の中を逃げ惑った経験から「あれ，どっち

中， 上 野 桜 木， 上 野 公 園， 根 岸 を の ぞ く ほ ぼ

だったかしら」という方もいた．そのときは「お50％が焼けている．以下，谷根千とその近隣を中子さんはいらっしゃいましたか」と聞くと，「そ心に時系列に証言を拾ってみよう．紙幅がないの

うだ，長男をおぶって逃げたんだから震災だわ」

で，以下，証言者の名前や体験地は省く．
＜地という方もいた．

盤＞

いっぱんに上野台，本郷台は1923 年 9 月 1 日の関東大震災については，話

関東ローム層の岩盤が強く，「安政の大地震の時

者たちはよく覚えていた．1990 年の谷根千 24 号に谷中は一軒も倒れていなかったので先祖がここでは，聞き書きを中心に，行政文書や新聞記事なに越した」という住民もいる．2 つの岡の間の谷どを交えて震災特集をした．その後も意識して震を流れる根津の低地，藍染川沿いは地盤が悪かっ災体験を聞くようにしてきた．

た．「今の不忍通りをつくるときに本郷じゅうの

まさか，その聞き書きを 2023 年に一冊の本にまとめられるとは思わなかった．2022 年の夏頃，ゴミを持ってきて埋め立てた」＜前触れ＞ 「そのころ，所帯道具のナベ「あの話をそのままにしておくのはもったいない」

カマをしょって町を歩く六十がらみのおじさんがと思い始めた．100 年前の地震だと経験者はもういました．いってみれば浮浪者のような風態です

この世におられない．今更は聞けない．あわててが，週に一度くらいは見かけます．
「坊や，明日当時の資料や，ファイルを引っ張り出した．長年は雨が降るよ」といわれると必ず雨が降りまし86 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

た．そんな予言が必ず当たって，彼を信心してい＜下敷き＞ 「今の富士（現，みずほ）銀た町の人も多かったのです．震災の直前に，その行のところにあった 4 軒長屋が潰れ，三河屋といおじさんは町中の電信柱に「もうすぐ大地震が来う飲食店の父親と子どもさんが梁の下敷きになっるからみんな気をつけるように避難するようたが，これもご近所の皆さんの力で無事に助け出に」と，新聞紙のようなものに書いて貼って歩いした」「哥音本という寄席が八重垣町の角にあっていたようです」「あの日はひどい雨が朝早くかたがぺしゃんこになった」「根津の稲元屋というら降り出して，カラッと上って入道雲が出た．あ呉服屋，木綿の着物はあそこで買ったんですが，の雲はすごかった．前代未聞だねぇ．何かあるだ

その建物もつぶれて，その下敷きになって番頭さろうという人もいたくらいです」「震災の時は前んが亡くなったと聞きました」

触れがあったわ．市場に買い物に行ったら，瀬戸＜避難＞ 「三度目にグラッと来たら，物が割れてたもの．妙に空が騒いで，風が吹いてもう腰が立たない．必死で姑の手を引き，帯をと空気もどうにかしてましたよ．昼にそうめんをゆいて赤ん坊をしょい，上野から田端，今川橋と逃でようと思ってお鍋にお湯を沸かしたら，ボーッ

げまわって．闇夜でどっちへ行ったらいいのかわとお鍋が鳴るんですもの．地震のときは釜鳴りがからないんです．田端駅まで来たら，汽車の線路するというじゃありませんか」

も焼けてる，電柱も燃えてる．もう歩けないとい＜地

震＞ 「谷中小学校の始業式の日でうおばあさんをどうにか引きずって，三日か四した．家に帰ったばかりのとき，ぐらっときて，日，昼だか夜だかわからずバカみたいになって歩とても立っていられないくらいでした．大きな揺

きまわりました」「谷中墓地でござを敷いて寝たれが収まってから，もういちど学校の校庭に避難のを覚えています」「近くの小さな家は崩壊し，しました」「隣同士の屋根瓦がぶつかってだーっ

春日の金魚屋が避難場所になった．夜は水槽に蓋と落ち，私の前にいた小僧さんは血だらけになっをして，その上で寝た」「関東大震災の時は 4 つた」「窯場は土煙でもうもうとしていましたが，で，母に背負われて根津神社内に避難したと母が

父は私を横抱えにして，瓦が墜ちると危ないからよく話していました」「白山上の通りでは路面電と表から家に入り，ようやく家族が無事なのがわ

車が店の前で止まっていて，たくさんの人が電車かってから，丸善のインク工場に逃げました」の中で寝たもんです」「余震があるので危ないと「ちょうどお昼ごはんをよそって口に入れよう

庭木の下に畳を敷いたりして，外で暮らした」とした時だったですよ．おひつの蓋を閉めなかっ＜避難民＞ 「谷中は地盤がいいのか，瓦たもんだから，壁土がバラバラ落ちてごはんの中

1 つ落ちません．そのうち避難民がぞくぞく上野に入っちゃってね．あわてて門まで這うようにしの山に上がってきました」「あの時は下町の方かて逃げたんですけど，火の粉が降ってきて恐いん

ら，あとからあとから人が上ってきまして，私ので，一高（今の東大農学部）に避難しました」「あ

家では三十六人お泊めしました．一，二カ月は他のときちょうど藍染川の橋の上にいたんです．慌

人様がいました．上野の西郷さんのあたりは家族てて母が路地の家から飛び出してきて，私の手をを探す人でいっぱいでした」「あのとき焼けた連

引っ張って家に引き込んでくれました」「当時は中は，焼けなかった町の無事なうちの前を通ると部屋に百燭（ルビ：ひゃくしょく）という電気で，きは悪態をついてきましたよ．その気持ちはわか平らなガラスのほやが一間おきくらいに天井からりますよ」「本所あたりであんなに死んだのも，ぶら下がっていましたが，それがお互いにぶつ

みんな家財道具をもち出して荷車でくるんで，逃かってカチャーンと鳴りました．それで裁縫用のげようにも身動きできなくなる．そのうちそれを机の下にかくれました」

おっぽって逃げようとするんで，消防車なんぞ通

関東大震災─町のオーラルヒストリー── 87

れるわけはない．落ちつけば何でも買えるんだか

すぐ近くの都電通りに避難して，軌道敷上にむしら，地震のときは大荷物を持っちゃいけません」

ろ，ござを敷き並べ，近隣の家族とともにひとか＜避難者救援＞ 「お袋が逃げてくる人たちをたまりとなって座り込んで，一夜を過ごすことと気の毒がって，いろいろ接待したもんです．こっなった」

ちは家が残っているしね．そのときお茶と一緒に

＜上

野

へ＞

隅田川沿いの蔵前にあった東出したらっきょうが嬉しかったって，浅草の寿司

京高等工業学校（後身は東京工業大学）からも出屋の家族が毎年その日になると挨拶に来てまし火，北に向かって広がった．「上野の山へ逃げまた」「うち（霊梅院）へきた避難民は百人もいた

した．北稲荷町からすぐ目と鼻の先で，いつもなかしら．その人たちにもなんとか食べてもらうこら十分もすればつくのに，一時間はかかりましとは出来たんですが．そのころ米一升何銭というた．今上野も避難地とかになっていますが，いざ時代でした」「うちは寿湯という銭湯でしたが，となったとき，そこへたどり着くのはきっと大変

風呂場をすべて開放し，避難してきた人の宿泊所なことですね」「私は十歳でしたが，上野の山へにしていました」「うち（講談本牧亭）の二階が逃げる途中も，突風が吹き荒れ，一軒くらいの大客席で広いものですから，皆さんが避難してきてきさのトタンが飛んでくるんですよ．親とはぐれ一杯になっちゃったんです．みんな土足で上がって，同窓の男の子と西郷さんの銅像の所の階段下

ちゃったものですから汚れちゃって」「母の実家で，松坂屋が燃えているのを眺めていました」

が板橋の農家でしたから，そこへ行こうというの＜消火＞ 「すぐ水道は止まった．不忍

でてくてく歩いたんです．白山から巣鴨を通って池の水を中継送水して，湯島の岩崎邸などは焼け

板橋まで歩いたんですが，途中では皆さんが炊きなかったんです」そのころは消防自動車はなく，出しをして握り飯を出してくれるんです」

手押しポンプ車くらい．北に向かった火は翌日，＜物 資 払 底＞

パンやビスケットなど食糧，

上野駅を焼いた．上野公園内では料亭常磐花壇が蝋燭などが店の棚からなくなった．「家の前の乾焼けたが，精養軒のボーイたちの必死の消火活動

物屋なんか，あっという間に買い占められてなんで，消し止めた．「池の端仲町が焼けたのは 9 月にもないの」「今まで売れなかったネルの着物な

3 日の明け方です．まさか焼けると思わないから，

んかまたたく間に売り切れ．値を高くしてはいけ

地震の直後に田端の隠居所から，手代がわざわざないという政府の命令もありましたし，せいぜい

仲町の蔵まで荷を運び込んだんですよ」下谷区の安く売りました」

焼亡率 47.69％（内閣府，2006，以下，同）．下谷＜火

災＞ 市中 169 カ所で出火していた．

そのうち，77 カ所は消し止めた．「本当に火事も区役所も焼けた．
＜青年団の活躍＞

もう一流の火の手は神田方

起きたんです．それはカツとかコロッケをお昼時面から本郷に迫ってきた．「一息ついた午後 2 時分に売り出す店の油に火が入ったのね」本郷台地

頃，官服を着た警官や，消防手が自転車の上から

では東大の医学部医化学教室など 3 カ所から火がメガホンで「ただ今本郷湯島台が大変な勢いで燃出て，東洋一といわれた図書館も焼けた．

え広がっており，この北風でこちらのほうが危な「夕刻が近づくに従い，下町方面の空は灰色にい．切り通しの電車通りでくい止めないと，七軒

掩われ，暗くなるにつれて赤い焔が見えて，とき町から根津，千駄木が焼けてしまう．若い衆は消には黒煙の中に火柱が立ち上るという光景も思い

火に手を貸してください」と怒鳴ってきたので，出される．そうしてこの火災が上野から池の端，

私たちは町のことも心配だが，一応現場の様子をそして根津付近にまで近づいているという噂を聞と，怖いもの見たさも手伝って，四，五人で飛んき，恐怖の中で，女，子供たち家族は家から出て，でいった」．真砂町，弓町の「真弓青年団」が活躍，

88 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

本郷三丁目以北に火を入れなかった．本郷区の焼「サバ缶を開けてその油に灯心を入れて火を付け亡率 17.64％．

た」．昔ながらのあんどんや提灯が持ち出された．

本郷区が隣り合う小石川の砲兵工廠（現在の＜配給＞ 1 日は土曜日で，役場も会社

ドーム球場周辺）で大規模な火災が起き，そこにも半ドンで吏員，社員は家に帰ってしまった．2

は従業員が三千人くらいいたが，亡くなったのは

日は日曜日，公務員は多く登庁しなかった．これ

23 人．ここも火を外に出さなかったのが幸いだっらが消火，救援などの遅れにつながった．区役所

た．

はとにかく米を民衆に配ろうとした．臨時徴発令＜圧死＞

しかし小石川区では出版社博も出された．「その数年前に米騒動が起こり，食文館（現在の凸版印刷）の工場が崩壊，200 名のべるものがないと民衆はどんなに実力行使に訴え工員が圧死している．小石川区の焼亡率は 4.08％．

るか，それがこわかったのでしょう」．物資の配＜水はどこに＞ 「あの時は染井様の唯一あっ給のために地域に正当な代表としての町会を結成

たポンプの井戸水のお陰で近くの人たちは助かりました．当時，近所にも釣瓶井戸は二，三あったすることが奨励された．
＜自

警

団＞

また流言蜚語が増えるにつのですが，朝鮮人が毒を入れたとのデマで使用でれ，町を自分たちで守るための自警団が組織されきず，私もヤカンを持って染井様の裏門の行列にた．「自警団？

並びました」「小学校のプールが出来たばかりで，る人は一々検問し，三度訪ねても答えなければつ

みんな人が泳いだ水なんて飲めるか，といっていかまえてもいいことになっていた．親父の弟子

たが，背に腹は代えられず二週間で空になった」

で，どもる人がいて，つかまりそうになりました」＜流 言 蜚 語＞

発災日の午後 3 時頃にすでに＜医ありました．四つ角を通り抜け

療＞ 「駒込病院は関東大震災の時現れている．「二日目になると朝鮮人が井戸に毒は地盤がいいため，腰板が 2，3 枚落ちただけでを入れたという騒ぎがおき，梯子で通りをふさ

病棟は安全だった．病院からは 180 人の患者が，ぎ，刀をたてて検問みたいにしてました．本郷に

黒田昌恵院長代理などに引率されて脱出した．医は東大に通う朝鮮の学生たちがいっぱいいたんで師 7 名，看護師 68 名，職員 30 名が付き添った．

すよ」「父は追分通りで朝鮮人と間違われて自警しかし当時，腸チフスと赤痢が流行っており，駒団に囲まれたのですが，学生さんが「先生，どう込病院が満員で，下町の本所病院にも収容していしたのですか」というので助かったそうです」

た．そこが丸焼けになり，職員は患者を担架に乗「四日の午後三時頃，天井裏に震えていた朝鮮

せて，本所から駒込病院まで 5 日かけてたどり着人を家主と巡査で「心配するな，食物はある，危いた」「あのときの日本医専（現，日本医大付属

害は加えないから」と納得させ，駒込署に保護す

病院）はきちんとしていましたね．医薬品の管理るため，前の横丁から店の横丁まで連行してきたもしっかりしていて，火も出さなかったし，先生時，追い駆けてきた町の若い者が五，六で，この方も看護婦さんも消火活動に懸命で，その後も罹

小川巡査と朝鮮人を取り囲み「その鮮人を渡せ」

災者の面倒をよく見ていらっしゃると評判でした」「渡さぬ」で言葉も荒くなり，意地になって，引＜避難所経営＞

上野公園は都内で最大の避難くにも引けず，今にも血を見るありさまだった．

地となり，一時は五十万人が避難していた．「上私はこの時，殺気だった大勢の若者を相手に，体野公園は人でごった返し，てんでに樹の間に布やを張って職務の遂行を果たした小川巡査の勇気と板きれで仮設住宅を作った」「上野の山には幾日態度に非常に感激した．」

も幾日も，割り当ての食料をもらう列が出来て，＜食料と燃料＞

夜になった．電気はない．ろまた人捜しや，はぐれた子は泣きわめくなど大変

うそくが頼りである．そのろうそくも払底した．

でした」このとき，東京大学の学生と法学部の教関東大震災─町のオーラルヒストリー── 89

授らが上野公園に赴き，整理，組織化したことはる平田 直さんに，本書では 32 頁にわたり，地震

大きい．これは発展して地域での東大セツルメン

予知の考え方，国の対策，歴史的環境の保全と防トの活動に発展していく．また避難者の自治も育災，現在，できる備えについて聞いた．ぜひ読ん

ち，運動会や演芸会が行われた．寛永寺の僧侶たで欲しい．「1981 年の新耐震基準以降なら，家にちによる幼稚園や青空教室なども開催された．

とどまってよい」「いわゆる木密は山手線の外側＜輸

送＞

焼け出された罹災者は住居も食料も仕事もなく，故郷へ向けて大移動した．
「上に広がっています．そこは関東大震災の時に残ったところです．」という．

野駅が焼けちゃって，避難列車が日暮里駅から出最後に池の端で震災を体験した佐々木孝一さん

ることになったんです．それで人の列が駅から御（大正元年生まれ）の話を聞こう．「当時私は上野殿坂を上ってうちの前を通り，諏方神社からまた忍ヶ丘小学校の六年生でした．家に帰ってちょう

ぐるっと日暮里駅のほうまで並んだ．知り合いがど昼飯を食べようとしたときでした．走るのが速

うちの工場の前にくると，昼ごはんかなんか食べくて選手だったくらいなのに，地震が来たときにてまた並んだりね．一昼夜くらい並んでやっと列は玄関まで六，七メートルなのに這ってもいけな車に乗れたようです」

かった．

＜バラック建設＞ 「私の所の長屋も焼けまし

店からものは落ちるし，電気，ガスの火を消せた．家を建てようと言うことになり，噂で，材木と言うけど，それどころじゃありません．ようやをただでくれるところがあるというのです．どこく静まってから弥生会館の所にあった田中栄八郎

かと思って聞くと，それが南千住あたり，船で隅さんのお屋敷に避難しました．蚊帳をつって一週

田川を来て，構内に材木を上げていた．巡査が間，飲まず食わずでした．松坂屋のあたりが燃え

持って行けということで，みんなして担いで運びたとき，不忍池の水を使って消防車が六，七台でました．車はないし，家局担ぐしかないので，十消したんです．ところが池の水を全部使ってしま

日も十五日もそうして運んだわけです．ほんとのうと，消防士は車を置いてどこかへいなくなっバラックで，境目がなく作ったから，隣の食事がちゃった．この話をしたら，消防署の署長が，「今

みんな見えちゃった」

は東京中で二千台消防車があるから大丈夫です」＜震 災 復 興＞ 「そのとき，東京市が復興とと言いました．でも水がなかったらどうするの，防災を兼ねて大区画整理をやったんです．とにか地震が来ると電気もガスも水道もみんな止まるん

く徹底的に復興しようと計画したんですね．後藤です．

新平といって医者で政治家だった人がいて，この体験はしたけれど，今度地震が来たらこうだと人がその総裁になった．そして資金のバックアッはいえません．まず車の数が全然違う．大正時分

プは富士銀行の前身，安田銀行の安田善次郎といは，一日何台通ったと数えられるくらいでした．

う人がやったんです．そのときの後藤と安田のつガソリンを入れた車に火がついたら導火線になりながりは強かったんですね．安田は後藤に資金はます．マンションも建て方に欠陥があれば危険でどれだけでも出そう．その代わり東京市が扱う金す．断層の中を地下鉄が通っている．

は全部自分の所へ持ってこいという契約でした」

もう 1 つ違うのは，夜に地震や火災があっても以上，テーマ別に証言を見てきた．一部，既存

消防士は地元に住んでいない．区の職員だって，の冊子などから引いた．

その区に住んでいる人は少ないでしょう．それに現在，「首都直下地震が起こる確率は 30 年以内

一概には言えないが，大正の頃は人も情けがあっに 70％」などと発表されている．元地震研究所

たが，今は自分だけよけりゃいいという人が多い所長で，現在国の地震調査委員会の委員長を務めからね．

90 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

佐々木さんは東京大学地震研究所の技官を務めた方で，こんな風に自身が体験した地震の教訓を教えてくれた．
すでに関東大震災を体験した人は佐々木さんも含めこの世にはおられない．しかしオーラルヒス
トリーを集め，活字に定着しておくことは，来るべき地震の備えとしても不可欠であると考える．

森まゆみ
［もり

まゆみ］

現職

作家 ･ 編集者，谷根千「記憶の蔵」主宰

略歴

早稲田大学政経学部政治学科卒業．東京大学新聞研究所修了．PR 会社，出版社勤務を経てフリーの編
集者・ライターとなる．1984 年地域雑誌「谷中・根津・千駄木」を創刊．聞き書きによる地域の生活誌の調査
執筆と地域史，女性史などの著作多数．1989 年第 11 回
日本雑学大賞，1992 年サントリー地域文化賞，1997 年

参考文献
森まゆみ．2023．聞き書き・関東大震災．亜紀書房，
340 pp.
内閣府．2006．災害教訓の継承に関する専門調査会報
告書．平成 18 年 7 月 1923 関東大震災 第 5 章 火災
被害の実態と特徴，154-223.
鈴木

芸術選奨文部大臣新人賞，1999 年日本建築学会文化賞，2003 年 JTB 紀行文学賞，2014 年紫式部文学賞などを受賞．東京国際大学教授を経て早稲田大学ジャーナリ
ズム研究所特別招聘研究員，東京大学情報学環客員教授を歴任．現在，公益財団法人日本ナショナルトラス
ト理事，公益財団法人横浜歴史資産調査会理事，明治学院大学国際平和研究所研究員

淳．2016．関東大震災 消防 ･ 医療 ･ ボランティ

アから検証する．講談社学術文庫，224 pp.

関東大震災─町のオーラルヒストリー── 91

● 東京は関東大震災から何を学んだか？

潰率が高く，火災の延焼速度も早かったため，多くの犠
牲者が生じた．少し本筋から外れるが，災害史の確認に慰霊碑の重要性が指摘されており，著者自らの調査にも敬意を表したい．ただ，関東大震災の負の歴史（1 例と武村雅之 著

関東大震災がつくった東京
首都直下地震へどう備えるか
評者 工藤一嘉

して都立横網町公園にある朝鮮人犠牲者追悼碑）にも触れてほしかったという想いが残る（第 2 章）．震災直後の被災者の埋葬から復興事業への取り組みの経緯が詳しく紹介され，特に誰が何をどのように進めたかなど興味ある話題が続く（第 3 章）．次に，実現した復興の内容

2023 年は関東大震災から 100 年の節目を迎え関係機として，区画整理，道路の拡張整備，格調高い燃えない

関による特別展や講演会の開催，新資料の紹介，出版な

橋や，復興小学校の建設などが具体的に紹介され，品格どが勢力的に行われ，関東大震災が改めてわれわれの記

ある首都へと復興していった様子が描かれている（第 4憶に刻まれた．本書も 100 年を記念する資料の 1 つとし章）．ほぼ毎年のように内閣が替わる不安定な政治状況て時を得た出版である．

の中で，復興が成し遂げられたことに驚きを隠せない．

1923 年大正関東地震は国家存亡の危機をもたらした

震災からわずか 20 年足らずで再び戦火により廃墟同が，東京は苦難を乗り越え昭和初期には品格のある首都然に化した東京．しかし，関東大震災の復興でできた橋として復興する．戦災により再び廃墟同然と化したが，や復興小学校は戦火を免れ，戦後の復興に大きく寄与し再び首都として蘇る．しかし，なぜ今になって首都直下たとのことである．橋の多くは現役であり，復興小学校

地震に怯えなければならないのかと著者は問いかける．

の中には現在でも使用されている例がある．

小冊子ながら内容が盛沢山で 5 章から成る．現在の東

戦後の復興計画には関東大震災の復興の理念を取り入

京のあるべき姿を求め 100 年前の関東大震災と復興の史

れた，たとえば幅 100 m 級の植栽を含む街路の建設，河実を追跡する．地震学者の著者が関東地震の研究調査を川に沿った公園緑地の建設などが立案されたが，その計始めてからほぼ 30 年に及ぶと思うが，その間に集積さ画は没となってしまった．区画整理も 1 割以下に留まれた膨大な知見を元に，学術誌や著書に掲載された内容

り，土地の細分化が促進され，木造住宅密集化が放置さをコンパクトにまとめている．

れるなど，著者は復興当初からの問題点を指摘する．そ現象としての関東地震の諸元をきわめて端的に整理しの後の東京は経済最優先の都市開発（オリンピック招致ている．死者数，震度分布，M の大きい余震などは著のための首都高速道建設や公園・街路植え込みの消滅な者の独断場でもある．関東大震災の被害がいかに甚大でど）に邁進し，関東大震災復興の理念は忘れ去られたとあったかをわれわれに実感させるために阪神淡路大震災

著者は嘆く．さらに，最近では高層建築物の林立を許す（1995 年），東日本大震災（2011 年）と対比する（第 1

一方で木造住宅密集地の解消は進まない．関東大震災の章）．東京が蒙った直近 3 つの震災（元禄地震，安政江

復興の理念を受け継いだ名古屋市との比較考は興味深

戸地震）の比較を交えて，関東地震がなぜ東京に特別ない．関東地震前の明治政府が富国強兵を掲げ見せかけの大災害をもたらしたかを推論する．元禄地震（1703 年）

近代化を進めたため，木造密集地を放置し大震災を招いと大正関東地震はほぼ同じ断層形状や規模であったが，た．経済至上主義のもとで発展した東京が首都直下地震

元禄地震の被害は関東地震に比べはるかに少ない．元禄に見舞われることは関東大震災の東京と二重写しになる時代の江東地域は湿地帯で人口密度が低かったためであと警鐘を鳴らす（第 5 章）．

り，震度が低かったわけではないと推定する．基本的に本書の主眼は 3～5 章にあると考えるが，著者が長年は異論はないが，江戸での地震動が同じ程度という論拠

鹿島建設での見聞と同僚との共同作業の中で培われたもにはさらなる補強がほしい．安政時代の江東地域は寺のと賛辞を惜しまない．

社・武家屋敷が多かったが明治政府が工業地帯に変え，＜中公選書，2023 年 5 月 10 日（10 月 20 日再販），

周辺には木造住宅が密集した．その状態で関東地震を迎

四六判，245 頁，1,800 円＞

えたため軟弱地盤上に高密化した江東地域では建物の全92 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

［くどう

かずよし

元日本大学研究所教授（生産工学部）］

● 活気あふれる和やかな地域
社会が育む大きな防災力

森まゆみ 著

聞き書き・関東大震災
評者 伊藤谷生て今日に至る谷根千のまちづくりの推進力であり，今も地域社会の大きな防災力を支えているのであろう．
さらに森さんは被害の拡大阻止や地域での救援態勢についても資料に基づいて詳述している（第 3 章～第 5章）．それらの中から 2 つほど示す．1 つは神田方面からひろがってきた火災を現在の春日通りで阻止し，本郷
台地や不忍通りと谷根千地域を守ったのが，真弓青年団（真砂町と弓町の連合青年団）100 名，第 4 消防署諸隊，

関東大震災から 100 年目の昨 2023 年，同震災に関す

警察，在郷軍人団そして地域住民による果敢な緊急共同る著作が新たに何冊か出版された．それらのなかでノン

作業，もう 1 つは東京帝国大学末弘厳太郎法学部教授指フィクション作家森まゆみさんによる『聞き書き・関東

導の下で組織された学生救護班，同大学病院や千駄木町

大震災』は地域における防災を考える上で学ぶことのたの日本医学専門学校（現在の日本医科大学）による献身

いへん多い著作である．同書は「地震の当日，人びとは的な救護・治療活動である．このような大学等による災どのように行動したのか，その後，記憶はどのように受害即応活動が地域社会の大きな防災力を構成したと考え

け継がれているのか．小さな声の集積は，大きな歴史でられる．

は記述されない，もう 1 つの歴史でもある．」（同書カ

以上概略紹介した内容が，森さんのいう「大きな歴史

バーにおける解説）という視点で集められた 200 に近い

では記述されない，もう 1 つの歴史」である．この「も貴重な「聞き書き」（インタビュー）と関連資料を中心

う 1 つの歴史」からは"活気あふれる和やかな地域社会にして構成されている．

が大きな防災力を育んできた"ことを読み取ることがで「聞き書き」の大半は，台東区から文京区にまたがる

きよう．

注 1）
谷中・根津・千駄木地域の情報誌『谷根千』を編集・発行した森さん達が関東大震災時に被災した人々を震災から 70 年の 1990 年代前半に訪ねてインタビューした結果によっている．その「聞き書き」の地点を著書での記述から読みとると，上野の台地から谷根千を経て本郷の台地までおおよそ東西 2 km，南北 2.5 km の中に偏ることなく分布し，その数，実に 43 にも達する（図参照）．
全体を議論するに十分な数であろう．著書ではさらに寺田寅彦らの記録（資料）などを加えてに 9 月 1 日（第 1章），9 月 2 日（第 2 章）の状況が藍染町，千駄木町などと町名を入れながら時系列的に再現されている．そしてそこには，当時 10 歳前後であった人々が体験した「近隣の避難者がぞろぞろと入り込み，みんなゴザを敷いて庭にいた．長い人は何カ月もいたなあ．まあ接待こそできないが，みんな困っているのだから，どうぞどうぞってわけで…」など地域ぐるみの助け合いと被災対策の様子が随所で具体的に語られている．これらの「聞き語り」
を，森さんが他の数多くの著書注 2）の中で描いている幕
末から昭和初期までの上野-谷根千-本郷の地域社会，そこにあふれる活気と和やかさ，行き来する人々と作家，
芸術家，研究者たちの姿を想起しながら読むと，大震災時で発露された助け合いの心意気がその地域社会の歴史の中で熟成されたものに違いないとの確信に至る．その助け合いと地域を守った記憶が，戦災からの復興，そし図 「聞き書き」と文献情報の地点．地形図は 1 万分の
1『上野』（1937 年修正測図．内務省発行）

書評── 93

森さんはさらに第 6 章以降でも多くの「聞き書き」やしなければならないか，考えてみたいと思っている．

丹念な資料引用を通じて大震災後の状況や今までの災害からの教訓を示し，最後に東京都防災会議地震部会長と地震調査研究推進本部地震調査委員長を兼ねる平田直

注 1）1984 年森まゆみさんらによって創刊された地域情報誌．正式名称は『地域雑誌

谷中・根津・千駄木』．

東大名誉教授へのインタビュー『正しく怖がり適切に備2009 年の 94 号まで継続．創刊当時のことは森まゆみ著

えるために』で締め括っている．実はこのインタビュー『谷根千の冒険』（筑摩書房）に詳しい．なお谷中・根津・における平田さんと著者の森さんとは初顔合わせでな

千駄木地域を「谷根千」として広めたのは同誌によるが，い．
『谷根千』編集・発行メンバーは地震防災問題で今では地域名としてすっかり定着している．

1990 年代から東大地震研究所の平田さん達をしばしば

注 2）たとえば森まゆみ著の『鴎外の坂』（新潮社）

訪ねていると聞く．こうした密接な関係は関東大震災をや『千駄木の漱石』（筑摩書房）のなかで描かれている契機に設立された地震研究所と地域社会の協力を引き継

地域社会．

ぐものであり，その更なる発展を期待したい．
以上，『聞き書き・関東大震災』を紹介したが，同書に触発されて私は住み慣れた地域で何ができるか，何を94 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

＜亜紀書房，2023 年 9 月，四六判，340 頁，2,000 円＋税＞
［いとう

たにお

静岡大学総合防災センター客員教授］

● オール・イン・ワンの火山学入門書

藤井敏嗣 著

火山：地球の脈動と人の関わり（サイエンスパレット 038）
評者 石橋秀巳

れており，これによって火山対策の困難さや問題点が浮き彫りにされている．第 4 章から第 6 章はマグマの物質科学に関する内容で，第 4 章「マグマその 1：マグマの特徴」ではマグマの化学組成・粘性と噴火様式や火山体の形との関係について，第 5 章「地球内部の構造と物質」
ではマグマの発生場であるマントル・地殻の物質構造や温度分布について，第 6 章「マグマその 2：マグマの生成」ではマグマの生成・分化過程やマグマ供給系についてそれぞれ解説されている．マグマの物質科学は著者の

日本は 111 の活火山を有する世界有数の火山国であ専門分野であり，その要点が精選されてこの 3 章に詰める．しかし，地震に比べて，火山に対する国民の関心と込まれている．既存の火山入門書にはマグマの物質科学理解度は高いとはいえない．これは，火山噴火に遭遇すに詳しいものがあまりないので，この 3 章は本書の大きる頻度が低いためだけでなく，火山でおこる現象が多様

い特徴といえるだろう．第 7 章「火山を調べる」では火で，その活動の全体像を捉えにくいことも原因であろ山の地下構造や，地下でのマグマの動き，噴火の履歴なう．火山を理解するための研究分野は火山学とひとまとどを調べるための方法について解説されており，その内めにされるが，実は地質学，岩石学，地球物理学，地球

容は地球物理学・地球化学・岩石学を広く網羅してい化学などの幅広い研究手法を必要とする複合分野である．第 8 章「火山災害」では火山現象が引きおこす多様る．近年，火山の入門書が多く出版されているが，火山な災害について実例をあげて解説し，第 9 章「火山防災」

学の一部にフォーカスしたものが主で，その全体を網羅

では災害を免れ，軽減するための火山防災の現状と課題したものはあまりない．そのような状況下で令和 5 年 6について述べられている．そして，最後の第 10 章「火月に出版された本書は，火山学の幅広い領域をカバーし山の恵み」では，人類が火山から受けているさまざまなた内容であり，まさに"オール・イン・ワン"といえる

恩恵について紹介され，われわれが火山に対してとるべ

火山学入門書である．著者の藤井氏は，火山噴火予知連

き姿勢について示されている．

絡会会長などの立場で長年にわたって火山と対峙し，防災にも貢献してきた火山学の第一人者である．

あとがきにおいて著者は，既存の火山入門書の中には勘違いや誤りを多く含むものもあり，そのような本が一

本書の内容を簡単に紹介していこう．第 1 章「火山と般の人々に読まれ，誤った知識が定着することに耐えらはなにか」と第 2 章「火山噴火」は，本書を読み進めるれないとの思いから本書を執筆したと述べている．火山

うえで必要な基礎知識を導入する章であり，第 1 章ではについて正しい情報が伝わることが著者の願いである．

火山と火山噴出物，第 2 章では噴火の分類や発生機構，

ぜひ，多くの方に本書を読んでいただき，火山に関するそして噴火に伴っておこるさまざまな現象についてそれ

正しい知識を身に着けてほしい．なお，丸善書店のホー

ぞれ解説されている．第 3 章「日本のおもな噴火」では，ムページで正誤表が公開されているので，本書を読まれ国内で発生した噴火のうち，代表的な 10 の事例（富士る際に参照いただきたい．

山貞観噴火，富士山宝永噴火，浅間山天明噴火，桜島大＜丸善出版，2023 年 6 月，A6 判，269 頁，1,500 円＋税＞

正噴火，伊豆大島 1986 年噴火，雲仙平成噴火，有珠山

［いしばし

ひでみ

静岡大学理学部地球科学科准教授］

2000 年噴火，三宅島 2000 年噴火，新燃岳 2011 年噴火，2013 年以降の西之島噴火）について，その経緯が詳し【補足情報】

く紹介されている．この章を読めば，火山噴火がいかに

正誤表の URL

多様な現象かがおわかりいただけるだろう．また，近年https://www.maruzen-publishing.co.jp/fixed/files/pdf/の事例では，当時の行政・住民の対応についても記載さ294942/errata_pdf_294942.pdf

書評── 95

●新刊紹介濱田政則

下鶴大輔・荒牧重雄・井田喜明・中田節也

編

技報堂出版，紙版，2024 年 1 月，B6 判，184 頁，2,000 円＋税

火山の事典 第 2 版 新装版
朝倉書店，紙版，2023 年 10 月，B5 判，592 頁，24,000 円＋税
ジェイムズ・ゴフ／ウォルター・ダッドリー
千葉敏生

著

地震災害軽減への歩み

訳，河田惠昭著，

解説

Newton 別冊 最新予測 巨大地震の脅威 関東大震災から 100 年 知っておくべき地震のしくみと防災知識
ニ ュ ー ト ン プ レ ス， 紙 版，2024 年 1 月，A4 変 型 判，

津波 暴威の歴史と防災の科学

176 頁，1,800 円＋税

みすず書房，
紙版，2023 年 10 月，
四六判，354 頁，
4,200 円＋税
電子版，2023 年 11 月，4,200 円＋税

ニコラス・シュラディ

著，山田和子

訳

リスボン大地震 世界を変えた巨大災害
旧制第一高等学校の生徒たち 著，木戸崇之・竹田亮子 編

一高生が見た関東大震災 100 年目に読む，現代語版 大震の日
西日本出版社，電子版，2023 年 10 月，2,400 円＋税
古川武彦・加納裕二・浜田信生・藤井郁子

著ビジュアル 地球を観測するしくみ―気象・海洋・地震・火山―

白水社，電子版，2024 年 1 月，3,420 円＋税
岩森

光

監修

文系のための東大の先生が教える 日本列島の科
学 はじめて学ぶ人でも，どんどん楽しく読める！
ニュートンプレス，紙版，2024 年 2 月，A5 判，304 頁，
1,500 円＋税

朝倉書店，紙版，2023 年 11 月，B5 判，152 頁，3,900 円＋税
大邑潤三
鎌田浩毅

著

地学のツボ 地球と宇宙の不思議をさぐる

著

地震被害のマルチスケール要因分析
小さ子社，紙版，2024 年 3 月，A5 判，232 頁，4,500 円＋税

筑摩書房，電子版，2023 年 11 月，800 円＋税
高世
池田

碩

著

自然災害地 被災地を巡り，教訓を学ぶ
古今書院，紙版，2023 年 12 月，B5 判，190 頁，4,800 円＋税

96 ──地震ジャーナル

77 号（2024 年 6 月）

仁・吉田和史・熊谷航著

神社は警告する 古代から伝わる津波のメッセージ
講談社，電子版，2024 年 3 月，1,150 円＋税

公益財団法人 地震予知総合研究振興会（ADEP）の人事異動について
退職

ADEP情報渡邉秀雄

本部地震防災調査研究部 参事

24. 3. 31

配置換等
岩佐

幸治

地震調査研究センター 解析部長代理（昇任）

24. 4. 1

昨年は関東地掲載されている．また，“ 地震ジャー

月頃に “ 原稿はほとんどできている

震百周年という

ナルは学術誌ではなく，どこかしらのだが，他にも執筆する論文があっことで 6 月に特集号を刊行したが，ゆとりを持った，地震に関する「読て忙しいので，次号に回してもらい

先号では新刊紹介の欄に多くの関東み物」をめざしている．そのためにたい ” というお手紙をいただき，そ地震関係の書物を紹介した．これもは，上にリストアップしたような趣

ろそろご投稿いただけるかな，と楽百周年を機会に企画した書物が多きある記事を増やしたいところであしみにしていたさなかに逝去の知らかったためである．「地震ジャーナる ” とも書かれているので，このよせを聞いたのであった．そこで，ル」ではこれらの新刊の中から次号

うな記事も読者諸氏には興味を持っひょっとするとご遺稿はないものの書評をお願いすることが多い．そていただけるのではと期待したいがか，と関係の方に探していただいたの中で，本号には森まゆみさんの著

どうであろうか．

ところ，先生が共著を依頼していた編集後記

書「聞き書き・関東大震災」の書評

ところで，最近振興会や本誌にも岡田前編集長のところに論文のメモをお願いした．森さんは「谷根千」関係のある方々の訃報が相次いだ．

があることが判明した．そこで，岡という言葉を作られた方である．関

お一人は上田誠也先生で，昨年 1 月

田先生には急遽お願いしてこのメモ

東地震当時の谷中・根津・千駄木をに亡くなられた．先生は私が紹介すをご遺稿としてそのまま掲載させて中心とする東京市内の市民の証言をるまでもなく，プレートテクトニク

いただくことにした．このほかにも集めた書であるが，このような証言スの発展に大きく寄与された方であ

昨年 2 月には太田

からは当時の町の様子が手に取るよる．本誌にも何度かご執筆をお願い

月には松田時彦先生が亡くなられうに活写されていてたいへん興味深したこともある．深尾良夫先生にはた．太田先生は平成 10 年から平成

い．そのようなこともあって，森さ上田先生の業績を回顧していただく

24 年まで東濃地震科学研究所に在んご自身にもお願いして記事を書いよう執筆をお願いした．また，本年 2籍されたほか，その後も客員研究員ていただいた．本誌は理工系の記事

月には，本誌の編集長を 61 号（2016として同所に所属された．松田先生

が多いが文系の記事も織り交ぜるよ

年 6 月刊行）まで務められた萩原幸には「地震ジャーナル」に何度か記うにしている．本誌 68 号 50 頁に岡男先生が亡くなられた．萩原先生の事をご執筆いただいた．私事で恐縮

田義光前編集長による「いにしえの逝去の知らせは，私にとっては特にだが，いずれの先生方も私が学生のジャーナル記事」と題する囲み記事

衝撃であった．というのも，先生は頃から大変お世話になった先生ばかがあり，かつては “ ソフトでユニー

昨年までたいへんお元気で研究もさりである．この場をお借りして心よ

クな記事が数多く含まれ，執筆者にれており，前号の 76 号に記事を書

りご冥福をお祈りいたします．

も著名人・文化人など多彩な顔ぶれ

いてくださるようお願いをしていたが並んでいた ” としてそのリストがのである．それが，締切も間近の 9

裕 先 生 が，10

（T.K.）☆ 本誌は，地震予知総合研究振興会のホームページにおいて閲覧および PDF のダウンロードができます．
☆「地震ジャーナル」冊子の新規配布，配送先変更，配送停止については当振興会までご連絡ください．
編集後記── 97

地震ジャーナル 第 77 号
2024 年 6 月 20 日

発行所

委

員

委

員

委

員

委

員

委

員

委

員

委

員

加藤
岩﨑
植竹
笠原
金沢
後藤
酒井
當麻

照之
貴哉
富一
敬司
敏彦
和彦
慎一
純一

98 ──地震ジャーナル

https://www.adep.jp
TEL：03-3295-1966
FAX：03-3295-3136

学校法人大正大学
公益財団法人地震予知総合研究振興会
東京電力ホールディングス株式会社
公益財団法人地震予知総合研究振興会
公益財団法人地震予知総合研究振興会
公益財団法人地震予知総合研究振興会
国立大学法人東京大学大学院
公益財団法人地震予知総合研究振興会

77 号（2024 年 6 月）

〠101-0064
東京都千代田区神田猿楽町 1-5-18
公益財団法人

地震予知総合研究振興会

地震ジャーナル編集委員会
委員長

発行

発行人

金沢敏彦

編集人

加藤照之

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は，事前に当編集部へご連絡下さい．
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