Earthquake Journal

73

2022年 6月
エッセイ

今後のわが国の巨大災害対策のあり方―コストからバリューへ，そしてフェーズフリーへ― ●目黒公郎
房総半島東方沖で約1000年前に発生した

未知の巨大津波とその波源 ●澤井祐紀＿＿＿1

地震活動および地震発生深度と岩相の関係―和歌山地域を例にして― ●前田純伶＿＿＿8

地震発生サイクルシミュレーション研究―巨大地震発生機構の理解と予測可能性の評価に向けて― ●大谷真紀子＿＿16
IPFx 法（拡張 IPF 法）による緊急地震速報の高度化 ●山田真澄＿＿＿30
直＿＿＿39
地震発生の確率予測はどのように行われているか ●水野浩雄＿＿＿46
観測地震学から地震防災学への橋渡し ●平田●書評＿＿＿＿＿52●新刊紹介＿＿＿55●ADEP情報＿＿56

囲み記事

振興会本部の地震観測網（AN-net, AS-net,
AK-net, AG-net, 宮城・福島観測網） 関根秀太郎＿＿＿27

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

エッセイ

今後のわが国の巨大災害対策のあり方―コストからバリューへ，そしてフェーズフリーへ―
目黒公郎

現在のわが国の少子高齢化および人口減少や財政的な制約を考えると，今後の巨大災害への取り組み
は「貧乏になっていく中での総力戦」になる．しかも事後対応のみによる復旧・復興が難しいことか
ら，脆弱な建物や施設の強化とともに，災害リスク
目黒公郎の高い地域から低い地域への人口誘導など，発災ま［めぐろ きみろう］
での時間を有効活用したリスク軽減対策が不可欠
現職 東京大学教授・だ．また「自助・共助・公助」の中で，今後ますま
大学院情報学環総合防す減少する公助を補う自助と共助の確保とその継続
災情報研究センター長
略 歴 1962 年 福 島 県がポイントになる．
出身．東京大学大学院
これらの課題への対応は，研究的には理工学と人工学系研究科博士課程
文社会学や生命科学を含む関連分野を融合した研究修了，東京大学助手，
成果に基づくハードとソフトの組み合わせ，さらに助 教 授 を 経 て，2004
産官学に，自助と共助への影響の大きい金融とマス
年より教授
コミを合わせた総合的災害マネジメントが重要にな
研究分野 都市震災軽減工学，国際防災戦略
る．また社会環境としては，防災対策に対する意識論
を「コストからバリュー」へ，さらに「フェーズフ
著書 「間違いだらけ
リー」なものにしていくことが求められる．従来のの地震対策」（単著，コストと考える防災対策は，「一回やれば終わり，
旬 報 社 ），
「都市と防継続性がない，効果は災害が起こらないとわからな災」（共著，（財）放送
いもの」になるが，バリュー型の防災対策は「災害大学教育振興会），「巨の有無にかかわらず，平時から組織や地域に価値や
大地震・巨大津波─東
日本大震災の検証─」
ブランド力をもたらし，これが継続されるもの」に（共著，
朝倉書店），「都
なる．災害時と平時のフェーズを分けないフェーズ
市と地域の防災」（共フリーな防災対策は，平時の生活の質を向上させる
著，（財）放送大学教とともに，それがそのまま災害時にも有効活用でき育振興会）ほか
る防災対策である．
今後は，上記のような認識に基づいた防災ビジネスの推進が重要になるが，その理由は公助の不足を補う自助や共助の担い手である個人や法人の「良心」に訴える従来の防災はもはや限界だからである．ゆえに，公助にも質的変化が求められる．従来の公金を使って行政が行う公助から，個人や法人が自発的に防災対策を進めやすくする環境整備としての公助への変化だ．
そして，魅力的な防災ビジネス市場を国内外に創造し育成していくこと．高
収入で社会的意義の高いビジネスには，若い優秀な才能が参入し，公助が目減りする中でも防災が維持できる．しかし，急にわが国の GDP が増えるわ
けではないので，新しい考え方が必要になる．それは，事業化検討の際の費用便益分析（B/C）において，C の削減に注意を払ってきた従来の発想を変え，新たな B の掘り起こしに注力することだ．従来の限定的で直観的な防災効果に加え，平時利用を含めた新たな便益を考えれば，トータルとしてのB/C は大きくなるし，GDP の増加がなくても防災ビジネス市場の拡大が可能となる．

房総半島東方沖で約 1000 年前に発生した
未知の巨大津波とその波源
澤井祐紀てきた．世界で初めて津波堆積物が記載されたの1． は じ め には，1960 年チリ地震による津波で残された三陸地方のものとされている（今野ほか，1961）．そ

房総半島東方沖は，太平洋プレート，大陸プの後，1980 年代の国内外において，過去に発生

レート，フィリピン海プレートが 1 カ所で複雑にした巨大津波の履歴を知るため，津波堆積物が利重なり合っている「プレートの三重点」と呼ばれ用されるようになる（Atwater, 1987 ; Bourgeois

る地域である（Nakajima and Hasegawa, 2006 ;et al., 1988 ; Dawson et al., 1988 ; 箕浦ほか，1987）．

Nakajima et al., 2009）（図 1）．この三重点に面し日本国内では，1990 年代から 2000 年代前半にかた九十九里浜地域では，代表的な津波被害としてけて，北海道東部における先史時代の津波堆積物

1677 年の延宝地震（延宝五年）と 1703 年の元禄が発見され，それらは過去に発生した連動型巨大地震（元禄十六年）が古文書等に記録されている地震の繰り返しによるものだと考えられたが，それより古い時代の地震・津波の発生履歴は（Nanayama et al., 2003 ; 佐竹，2017，2018）．また，

よくわかっていない．そこで，国立研究開発法人

2000 年代から 2010 年頃には，日本海溝沿いの仙産業技術総合研究所を含む国際研究グループは，

台平野から福島県沿岸において，西暦 869 年に発

九十九里浜地域において津波堆積物に関する地質

生した貞観地震による津波堆積物の研究が進めら調査を実施し，1677 年以前に発生した地震・津れた（阿部ほか，1990 ; 今泉ほか，2010 ; Minoura

波の履歴を明らかにしようとした．得られた研究

and Nakaya, 1991 ; 菅原ほか，2011 ; Sawai et al.,

成果は 2021 年に Nature Geoscience 誌に掲載さ2012）．さらに，2011 年の震災以降は，東北地方

れており（Pilarczyk et al., 2021），本論ではその太平洋沖地震の「割れ残り」とされる日本海溝の概要について解説する．

北部と南部において，研究事例が増えることとなった（高田ほか，2016 ; Tanigawa et al., 2014 ;2． 津波堆積物

Yanagisawa et al., 2016）．九十九里地域における―過去の津波が残した地質学的痕跡―

津波堆積物の研究は，巨大地震の履歴がよくわ
かっていないプレートの三重点というだけではな

巨大な津波が発生すると，押し寄せる波によって海岸付近の土砂が侵食・運搬される．運搬されく，2011 年の割れ残りを考える上でも重要な位置づけであった．

た土砂が陸上に堆積して残されたものを「津波堆積物」と呼び，過去の津波堆積物の分布から当時

3． 九十九里浜地域で見つかった津波堆積物の浸水範囲を推定することができる（図 2）．また，その堆積年代から過去の津波の繰り返しを復元することも可能となる．

房総半島東方沖に面した九十九里浜地域は，浜堤という海岸線と平行な高まりが連なっている平津波堆積物に関する研究は，巨大地震・津波が野である．隣り合う浜堤の間には「堤間湿地」と発生し，その観察事例が増加するとともに発展し呼ばれる凹地が存在し，堤間湿地には水が溜まり

房総半島東方沖で約 1000 年前に発生した未知の巨大津波とその波源── 1

やすいため，普段は泥や泥炭などが堆積していで地層を詳細に観察したところ，砂層が堆積した

る．内陸に位置する堤間湿地は安定した環境のた際，強い流れによって当時の地表面が削られた痕

め，津波の浸水によって土砂が運ばれても比較的跡も見られた．こうした特徴は，これまで報告さ早く元に戻り，残された津波堆積物を保護するよれてきた津波堆積物の特徴と矛盾はなく，見つけ

うに泥や泥炭が再び堆積し始める．過去の津波堆られた砂層は過去の津波によって運搬・堆積した積物が堤間湿地に埋没していると，泥や泥炭層と津波堆積物であると推定された．

粗粒な津波堆積物との見た目の違いが明瞭なため，現場において津波堆積物を認識しやすいとい

4． 津波堆積物の年代う利点もある．現在の九十九里浜地域は水田と住宅地が広がる平野だが，過去に描かれた地図や絵

津波堆積物が残された年代を推定するため，堆図を見ると，堤間湿地に相当する場所に大きな池

積物中に含まれる植物化石に対して放射性炭素年が描かれている．こうした地図類と空中写真判読

代測定を行った．自然界の炭素のほとんどは 12Cを組み合わせ，津波堆積物の調査に最適な場所をが占めているが，ごく少量の天然の放射性炭素探した．

（14C）も存在する．大気中の 14C は光合成によっ匝瑳市，山武市，一宮町の合計 140 余りの地点て植物に取り込まれるが，その植物が死んだ後はで掘削調査を行ったところ，泥炭層の中に明瞭な炭素の取り込みが止まるため，それまでに取り込

2 層の砂層が見つかった（砂層 A，B）（図 3）．

まれた 14C は放射性崩壊によって減少していく．

この地層の中に含まれる微小生物の化石（微化

この現象を利用し，植物化石に含まれる 14C の濃石）を観察したところ，泥炭層は淡水の湿地環境度を調べることにより，その植物が死んでからので堆積し，砂層は海から運搬されたものと推定さ経過時間（炭素年代）を知ることができる．

れ た． 地 層 の 剥 ぎ 取 り 標 本 や 医 療 用 X 線 CT

九十九里浜地域で見つかった津波堆積物の年代（computed tomography；コンピュータ断層撮影）測定のため，津波堆積物の直上と直下の泥炭層を篩で洗い，残渣から大型植物化石を拾い出した．
ヒルムシロ，ヒシなどの水生植物の化石の年代測定を行い，得られた値を拘束条件として，ベイズ
統計に基づいて津波堆積物の堆積年代を推定した
ところ，上位の砂層 A と下位の砂層 B はそれぞれ西暦 900～1700 年，西暦 800～1300 年に堆積したと考えられた．この堆積年代から，砂層 A は

図 1

房総半島東方沖におけるプレートの三重点．
太平洋プレート，フィリピン海プレート，
大陸プレートが重なり合っている．Pilarczyk
et al.（2021）に掲載された図を改変

図 21677 年の延宝地震あるいは 1703 年の元禄地震に対応する津波堆積物である可能性が高いと判断された．問題は砂層 B であった．砂層 B の起源を

津波堆積物の形成過程．津波の襲来とともに海岸や海底の泥・砂・礫が浸食され，内陸まで運搬される．運搬された堆積物は，津波堆積物として残される．Sawai（2015）を改変

2 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

図 3

山武市で発見された津波堆積物．地図 A で示した測線における津波堆積物の分布（B 左）．泥炭層に挟まれるように，砂層 A，B が分布している．砂層 A，B には，海域で生息する微生物である有孔虫の化石が見られた（B 右）．A の地図は，地理院タイルに浸水域等を重ね合わせて作成した．Pilarczyk et al.（2021）に掲載された図を改変．A の基図は地理院タイルを用いている考えるために，まずは相模トラフ沿いで発生したして記録している．たとえば，1923 年大正関東巨大地震について考えてみた．

地震では，千葉県館山市周辺が 1.5 m 程度隆起したことによって海岸段丘が形成された．また，

5． 相模トラフ沿いで発生する

1703 年元禄地震の際にも隆起に伴った段丘が形

巨大地震と隆起海岸

成され，周辺地域では繰り返す関東地震によって
階 段 状 の 地 形 が 形 成 さ れ て い る（Shishikura,

大きな平野である九十九里浜地域とは対照的

2014 ; 宍倉ほか，2016）．

に，房総半島の南部は岩石海岸からなる．こうし階段状に残された段丘群の年代は，岩礁に固着た海岸では津波堆積物は残されにくい一方で，過する生物群集の年代測定によって推定されてい去に発生した地震性地殻変動の履歴を海岸段丘とる．それによれば，大正地震や元禄地震のような房総半島東方沖で約 1000 年前に発生した未知の巨大津波とその波源── 3

図 4

Pilarczyk et al.（2021）で検討された断層の位置．Pilarczyk et al.（2021）に掲載された図を改変

図 5

山武市周辺における浸水範囲（モデル 1，6，10）．モデル 1，6 では津波堆積物が発見された場所まで浸水しない．Pilarczyk et al.（2021）に掲載された図を改変

関東地震は平均して 400 年間隔で発生していたと考えられている（宍倉，2003）．段丘群の年代を

6． 浸水シミュレーションによる波源の推定

ひとつひとつ見ると，九十九里浜地域で見つかった砂層 B に対比可能なものは見当たらない．こ「未知の津波」による津波堆積物と考えられた

れは，砂層 B が，相模トラフ沿いで明らかにさ

砂層 B の分布を再現するため，さまざまなプレー

れてきた関東地震のようなものではなく，それまト間地震を仮定して津波の伝播・浸水に関する数で知られていなかった未知の津波によって運搬さ

値計算を行った（図 4，5，表 1）．計算を行う際れたものであることを示している．

には，過去数千年間における海岸線の移動速度を4 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

表 1 Pilarczyk et al.（2021）で検討したモデル
検討したモデル（上段はすべり量，下段は Mw）

プレート境界
大陸プレートに対してフィリピ
ン海プレートが沈み込む境界

モデル 1
10 m
Mw 8.4モデル 2
15 m
Mw 8.5モデル 3
20 m
Mw 8.6モデル 4
25 m
Mw 8.6

大陸プレートに対して太平洋プ
レートが沈み込む境界

モデル 5
10 m
Mw 8.5モデル 6
15 m
Mw 8.7モデル 7
20 m
Mw 8.7モデル 8
25 m
Mw 8.8

フィリピン海プレートに対して
太平洋プレートが沈み込む境界

モデル 9
5m
Mw 8.3モデル 1010 m
Mw 8.5──

モデル 5 とモデル 10 が連動する地震

モデル 1110 m
Mw 8.7───

869 年の貞観地震（Namegaya
and Satake, 2014）の波源と考えられているモデル

モデル 1212 m
Mw 8.6───2011 年の東北地方太平洋沖地震（Fujii et al., 2011）の波源モ
デル

モデル 13
非一様すべりMw 9.0───

灰色で示したモデルは，九十九里浜地域で発見された津波堆積物の位置まで浸水するもの．
フィリピン海プレートに対して太平洋プレートが沈み込む境界で発生する地震が，少ないす
べり量で大きな浸水を発生させることを示している．Pilarczyk et al.（2021）に掲載された表を改変考慮し，砂層 B が堆積した当時の海岸線の位置に大きな浸水を起こさないことが分かった．このを復元した．また，当時と現在の海岸砂丘の高さ

一方で，相模トラフと日本海溝を形成するプレーは同じと仮定し，地形モデルを作成した．仮定しト境界を 20 m あるいは 25 m 滑らせた場合（モたプレート境界地震は，大陸プレートに対して

デル 3，4，8）は，津波が大きく浸水して砂層 B

フィリピン海プレートが沈み込む境界（相模トラの分布位置まで達することが明らかになった．まフ）で 4 ケース（モデル 1～4），大陸プレートにた，フィリピン海プレートと太平洋プレートの境

対して太平洋プレートが沈み込む境界（日本海

界を滑らせた場合でも砂層 B の分布位置まで浸溝）で 4 ケース（モデル 5～8），フィリピン海プ

水し（モデル 10，11），この場合の滑りは他のプ

レートに対して太平洋プレートが沈み込む境界でレート境界よりも小さくても再現可能であった

2 ケース（モデル 9，10），さらに，モデル 5 とモ

（表 1）．モデル 11 は，モデル 5 とモデル 10 を連

デル 10 が連動する地震で 1677 年の延宝津波の波動させたものだが，九十九里浜地域における浸水源とされてきたものに近いモデル（モデル 11），

範囲だけみると両者には大きな違いは認められな

869 年の貞観地震の波源と考えられているモデル

かった．砂層 B の分布を再現できるモデルの地（モデル 12，Namegaya and Satake, 2014），2011

震規模は，マグニチュード（Mw）に換算して 8.5

年の東北地方太平洋沖地震の波源モデル（モデル以上だった．

13，Fujii et al., 2011）である（表 1）．

現在得られている津波堆積物の情報と数値計算

数値計算の結果，日本海溝中部に大きな滑りをの検討結果では，砂層 B を残した津波の波源が，持つモデル 12 やモデル 13 では，九十九里浜地域「割れ残り」に相当する日本海溝南部の比較的小房総半島東方沖で約 1000 年前に発生した未知の巨大津波とその波源── 5

さな領域が大きく滑るようなものだったのか，あquakes along the outer coast of Washington State.

るいは房総半島東方沖におけるフィリピン海プ

Science, 236, 942-944.

レートと太平洋プレートの境界が単独で滑るようなものであったのかははっきりさせることができない．しかし，少なくとも九十九里浜地域の正面である房総半島東方沖には波源が及んでいたと考えるのがよさそうである．

Bourgeois, J., Hansen, T.A., Wiberg, P.L. and Kauﬀman,
E.G. 1988. A tsunami depoist at the CretaceousTertiary boundary in Texas. Science, 241, 567-570.
Dawson, A.G., Long, D. and Smith, D.E. 1988. The
storegga Slides: Evidence from eastern Scotland fora possible tsunami. Mar. Geol., 82, 271-276.
Fujii, Y., Satake, K., Sakai, S., Shinohara, M. and Kana-

7． お わ り に房総半島東方沖に位置するプレートの三重点周辺では，主に相模トラフと日本海溝で発生する地震の繰り返しが検討されてきたが，モデル 10 のzawa, T. 2011. Tsunami source of the 2011 off the
Paciﬁc coast of Tohoku Earthquake. Earth Planets
Space, 63, 815-820.
今 泉 俊 文・ 石 山 達 也・ 原 口

強・ 宮 内 崇 裕・ 後 藤 秀昭・島崎邦彦．2010．津波堆積物調査にもとづく地震発生履歴に関する研究．「宮城県沖地震における重ように房総半島東方沖におけるフィリピン海プ

点的な調査観測」平成 17-21 年度統括成果報告書．

レートと太平洋プレートの境界が単独で滑る地震

https://jishin.go.jp/main/chousakenkyuu/miyagi_は検討されてこなかった．これは，過去数十年間
における機器観測データでは，この領域において実際に大きな地震が観測されていないためであろう．しかしながら，東北地方太平洋沖地震が発生した日本海溝のように，近年に観測されていない
ことが，その場所で巨大地震・津波が発生しないことを意味しているわけではない．
砂層 B の発見と浸水計算の結果は，過去 1,000年という地質学的な時間規模で見た場合，これまで想定されてきた相模トラフや日本海溝に加え，
房総半島東方沖周辺におけるフィリピン海プレー

juten/h17_21/index.htm
今野円蔵・岩井淳一・高柳洋吉・中川久夫・小貫義
男・柴田豊吉・三位秀夫・北村
岡信・小高民夫・片純．1961，チリ地震津波による三陸沿岸被災地の地質学的調査報告．東北大学理学部地質学古生物学教室研究邦文報告 ，52，1-45．
Minoura, K. and Nakaya, S. 1991. Traces of tsunami
preserved in inter-tidal lacustrine and marsh deposits:
some examples from northeast Japan. J. Geol., 99,
265-687.
箕浦幸治・中谷周・佐藤裕．1987．湖沼底質堆積物に記録された地震津波の痕跡─北津軽群市浦村
十三付近の湖沼系の例─．地震 2 輯 ，40，183-196．

トと太平洋プレートの境界もその波源として考え

Nakajima, J. and Hasegawa, A. 2006. Anomalous low-

るべきであることを示している．また，「割れ残viscosity zone and linear alignment of seismicity

り」に相当する日本海溝南部とフィリピン海プ
レートと太平洋プレートの境界が連動するタイプの地震が発生したという可能性も否定できない．
今後は，より詳しい地質の情報を収集してモデルの信頼性を高めるとともに，砂層 B を残すような津波の再来間隔を知ることが重要である．
参考文献
阿部壽・菅野喜貞・千釜章．1990．仙台平野における貞観 11 年（869 年）三陸津波の痕跡高の推定．

地震 2 輯 ，43，513-525．
Atwater, B.F. 1987. Evidence for great Holocene earth6 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

along it in the subducted Paciﬁc slab beneath Kanto,
Japan: reactivation of subducted fracture zone ?.
Geophys. Res. Lett., 33, L16309.
Nakajima, J., Hirose, F. and Hasegawa, A. 2009. Seismotectonics beneath the Tokyo metropolitan area:
eﬀect of slab-slab contact and overlap on seismicity.
J. Geophys. Res., 114, B08309.
Namegaya, Y. and Satake, K. 2014. Reexamination of
the A.D. 869 Jogan earthquake size from tsunami
deposit distribution, simulated flow depth, andvelocity. Geophys. Res. Lett., 41, 2297-2303.
Nanayama, F., Satake, K., Furukawa, R., Shimokawa, K.,
Atwater, B.F., Shigeno, K. and Yamaki, S. 2003.
Unusually large earthquakes inferred from tsunami
deposits along the Kuril trench. Nature, 424, 660-663.

Pilarczyk, J.E., Sawai, Y., Namegaya, Y., Tamura, T.,

高田圭太・宍倉正展・今井健太郎・蝦名裕一・後藤和Tanigawa, K., Matsumoto, D., Shinozaki, T., Fujiwara,

久・越谷O., Shishikura, M., Shimada, Y., Dura, T., Horton, B.P.,

木下博久・池田哲哉・岩手県県土整備部河川課．

Parnell, A.C. and Vane, C.H. 2021. A further source

2016．岩手県沿岸における津波堆積物の分布とその年代．活断層・古地震研究報告 ，16，1-52．

of Tokyo earthquakes and Paciﬁc Ocean tsunamis.
Nat. Geosci., 14, 796-800.

信・山本英和・五十嵐厚夫・市原季彦・

Tanigawa, K., Sawai, Y., Shishikura, M., Namegaya, Y.

佐竹健治．2017．17 世紀に千島・日本海溝で発生した

and Matsumoto, D. 2014. Geological evidence for an

巨大地震．東京大学地震研究所彙報 ，92，31-47.

unusually large tsunami on the Pacific coast of
Aomori, northern Japan. J. Quat. Sci., 29, 200-208.

佐竹健治．2018．北海道東部沖の巨大地震の可能性．

地震ジャーナル ，66，22-29．

Yanagisawa, H., Goto, K., Sugawara, D., Kanamaru, K.,

Sawai, Y. 2015. Geological evidence of AD 869 Jogan

Iwamoto, N. and Takamori, Y. 2016. Tsunami earth-tsunami─a brochure for peeled tsunami deposit─.

quake can occur elsewhere along the Japan Trench─

GSJ Openfile. Rep. no. 612, Geological Survey ofHistorical and geological evidence for the 1677

Japan, AIST.

earthquake and tsunami. J. Geophys. Res., 121, 3504-

Sawai, Y., Namegaya, Y., Okamura, Y. and Satake, K.

3516.

and Shishikura, M. 2012. Challenges of anticipating
the 2011 Tohoku earthquake and tsunami using

澤井祐紀

coastal geology. Geophys. Res. Lett. doi.org/10.1029/［さわい

2012GL053692
宍倉正展．2003．変動地形からみた相模トラフにおけるプレート間地震サイクル．東京大学地震研究所彙

報 ，78，245-254．
Shishikura, M. 2014. History of the paleo-earthquakes
along the Sagami Trough, central Japan: review ofcoastal paleo-seismological studies in the Kanto
region. Episodes, 37, 246-257.
宍倉正展・鎌滝孝信・藤原治．2016．房総半島南部沿岸の海岸段丘と津波堆積物に記録された関東地震の履歴．地質学雑誌 ，122，357-370．
菅原大助・今村文彦・松本秀明・後藤和久・箕浦幸治．
2011．地質学データを用いた西暦 869 年貞観地震津

現職

ゆうき］

国立研究開発法人産業技術総合研

究所活断層・火山研究部門研究グループ長
略歴

九州大学大学院理学研究科地球惑

星科学専攻博士課程修了．日本学術振興会特別研究員，
産業技術総合研究所特別研究員，同 研究員を経て 2022
年 4 月より現職，博士（理学）（九州大学）
受賞

2010 年文部科学大臣表彰（若手科学者賞），11

年 The Sir Nicholas Shackleton Medal for outstanding
young Quaternary scientists，つくば奨励賞（若手研究者部門）など
研究分野

古地震学，第四紀古環境学，生態学

波の復元について．自然災害科学 ，29，501-516．

房総半島東方沖で約 1000 年前に発生した未知の巨大津波とその波源── 7

地震活動および地震発生深度と岩相の関係―和歌山地域を例にして―
前田純伶
較してみると，両者の分布パターンに類似性が確
1． は じ め に認できることがある．たとえば，2016 年 4 月に発生した熊本地震の余震分布は北東-南西から東

日本列島の震源分布を確認すると，それらは一

北東-西南西走向の大規模な線状配列をしている．

様ではなく，特徴的な分布をしていることが分か

この余震の震源分布は日奈久断層帯および布田川る（防災科学技術研究所，Hi-net 高感度地震観測

断層帯に沿っている（たとえば，岡田，2016）．熊網 ウェブブラウザによる三次元震源分布表示，

本地震およびその余震はこれらの主要断層帯およhttps://www.hinet.bosai.go.jp/topics/ThreeJS/

び周辺域で発生した地震である．一方，活火山の?LANG=ja）．これらの震源分布は，① 東北日本

下のモホ面付近では，通常の地震よりも低周波が弧の東から西に向かって深くなる数百 km スケー

卓越した「深部低周波地震」が見つかることが多ルの震源分布，② 西南日本弧から琉球弧にかけ

く，これらは火山深部でのマグマ活動に関連してて南東から北西に向かって深くなる数百 km スいると考えられている（たとえば，行竹，2020）．

ケールの震源分布，③ 日本列島の内陸浅部におこのように日本列島内陸部において発生する地震

いて数十～数 km スケールの線状や塊状の震源分

は地殻の不均質な構造の影響を強く受けていると布，の大きく 3 つに分けることができるだろう．

考えられる．そのため，内陸地震活動と地殻の不① と ② の大規模な特徴的震源分布は，大陸プ均質構造の関係を明らかにすることは，内陸地震

レート（日本列島）とその下に沈み込む海洋プの発生機構を理解するための 1 つの重要な課題でレートとの境界および海洋プレート内で発生してある．

いる地震の震源分布である．日本列島の下に太平

しかし，日本国内において内陸地震活動と地殻

洋プレートやフィリピン海プレートが沈み込むこの不均質構造（主に，岩相の不均質性）の関係をとで大きな構造境界が存在し，その境界で地震明らかにすることを主たる目的として行った研究（破壊）が起きることは想像しやすいだろう．そはけっして多くはない．その理由として，震源のれでは ③ の特徴的な震源分布はどのような場所決定精度の問題や地下構造の推定が難しいことがでどのような要因によって引き起こされているの原因としてあげられる．一方，1995 年に発生しであろうか？

それを考える上で日本列島の地質た兵庫県南部地震を契機として，防災科学技術研

図（産業技術総合研究所，地質図 Navi，https://

究所によって高感度地震観測網（Hi-net）が整備

gbank.gsj.jp/geonavi/）が 1 つの手がかりとなるされたことにより，日本国内の震源の決定精度はだろう．

格段に向上した．また，地震波トモグラフィ，反日本列島の地質図を確認すると，日本列島の地

射法地震探査，微動アレイ探査，重力探査，ボー殻を構成する岩相は非常に多種多様なうえ，活断リング調査およびトレンチ調査などのさまざまな層や活火山も多数存在することから，日本列島の手法，および，それらの調査から得られたデータ

地殻が非常に不均質な構造を持っていることがわを用いた研究が進んだことにより，日本列島の浅かる．ここで，日本列島の震源分布と地質図を比部から深部にかけての地下構造が次々に解明され8 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

ている．そのため，近年，内陸地震活動と岩相の不均質性の関係を議論するために十分なデータが集まりつつあると言える．

に有効な手法とされている．
図 1 の青色の震源が気象庁のオリジナルの震源で あ り， 赤 色 の 震 源 が Double-diﬀerence 法 に

以上の背景から，内陸地震活動と岩相の不均質

よって再決定された震源である．高精度相対震源性の関係に関する研究を進める好機であると考え決定を行った結果，和歌山地域の群発地震の地震

られるが，このような研究を進めるためには，地

活動度および震源分布もまた領域内において一様

震データや地質学的データなどが豊富に揃っていではなく，特徴的な線状配列や数 km スケールでる地域を研究対象とすることが望ましい．本稿で

地震活動度が異なることが確認できる．また，再は地殻浅部において活発な地震活動が観測されて決定震源の鉛直断面図から，和歌山地域の地震はおり，また，地質学的データも豊富にある紀伊半

深度方向に狭い領域（地震発生層）で発生してい島北西部に位置する和歌山市周辺（以下，和歌山

ることが確認できる．和歌山地域の地震発生層の地域）を研究対象とし，本地域の地震活動と岩相上限と下限の平均深度はそれぞれ 5.1 km と 7.2 kmの 関 係 に つ い て 詳 細 な 議 論 を 行 っ た Maeda etであると推定された．さらに，Maeda et al.（2021）

al.（2021）を紹介するとともに，岩石の摩擦特性

は和歌山地域の地震発生層の上限と下限の水平方が地震発生層の上限と下限深度を規定する重要な向の変化を明瞭にするために，再決定震源を用い要因であることについて言及したい．

て，小領域ごとに地震発生層の上限（D10）と下限（D90）をマッピングした（図 2）．なお，Maeda

2．地震活動と震源分布

et al.（2021）における D10 と D90 とは，各領域内において深さ 15 km までに発生した地震の数

まず初めに，和歌山地域の地震活動および震源を地表から数え，その数が全体の 10% と 90% に

分布について解説する．和歌山地域では地震観測達するときの深さを示す．この図から，和歌山地開始以降から継続的に非常に活動度が高い群発地

域の群発地震の地震発生層の上限と下限の深さが震が観測されている．図 1 に和歌山地域の震源分

水平方向に明瞭に変化していることが確認できる．

布を示すが，1 章で紹介した Hi-net による日本列3． 地質学的背景と地下構造

島の震源分布と比較すると，日本列島の内陸浅部で発生する地震活動の中でも，和歌山地域の地震
活動度が非常に高いことが分かる．

地震活動および震源分布と岩相の空間的な対比

1 章で述べたように，Hi-net が整備されたことを行うためには，① 表層地質の詳細と ② 表層地によって，飛躍的に日本国内の震源決定精度は向質の地下延長（地下構造）を知る必要がある．そ

上したが，震源と岩相の分布を比較する際には，のため，本章では初めに和歌山地域の地質学的背位置精度のより高い震源分布が望ましい．そのた景を説明し，次に地下構造の推定に関して説明す

め，Maeda et al.（2021）では，より精度の高い

る．

震源分布を得るために，気象庁一元化震源の手動

3．1

地質学的背景検測値のデータに対して，Double-diﬀerence 法

図 3 は和歌山地域を構成する地質帯を示したも（Waldhauser and Ellsworth, 2000）を用いた高精のである．本節では和歌山地域の地震活動と関係

度相対震源決定を行った．Double-diﬀerence 法は性の高い中央構造線以南の 3 つの地質帯に関して隣接する 2 つの地震の震源間距離が非常に近いと説明を行う．

きに震源の相対的な位置精度を向上させる高精度

和歌山地域には，白亜紀中頃の変成年代をもつ

相対震源決定法であり，和歌山地域で発生してい低温高圧型変成岩類で構成されている三波川（さる群発地震や大きな地震が発生した後に起こる余んばがわ）変成帯，三畳紀末-ジュラ紀後期の付震活動のように狭い領域で地震活動度が高いとき加体からなり弱い変成作用を受けている秩父帯，

地震活動および地震発生深度と岩相の関係─和歌山地域を例にして─ ── 9

図 1

和歌山地域の震源分布（Maeda et al., 2021 を改変）．左側の青い震源分布が気象庁一元化震源
カタログに基づく震源分布．右側の赤い震源分布は左側の震源位置を再決定した震源分布

10 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

図 2 （a）地震発生層の上限（D10），（b）下限（D90），（c）地震発生層の厚さ（D90-D10）（Maeda etal., 2021 を改変）．黒い太線は北から順に中央構造線，有田川構造線，仏像構造線の位置を示す．
白丸は和歌山地域の地殻内温度を推定するのに使用した Hi-net の観測点（NKMH）の位置を示す

まっていた堆積物がはぎ取られ，陸側に付加してできた地質体のことであり，主に泥岩，砂岩，
チャート，苦鉄質岩である緑色岩類（玄武岩や玄武岩質火砕岩が変成作用を受けたもの）などで構成されている．
三波川変成帯は付加体が低温高圧型の変成作用を受けた地質帯である．三波川変成帯はその地質学的特徴から，北から南に向かって点紋（てんもん）帯，無点紋（むてんもん）帯，御荷鉾（みかぶ）帯の 3 つのサブユニット（大規模な地質帯を構成する小規模な地質帯）に区分されている．御荷鉾帯に関しては三波川変成帯を構成する 1 つのサブユニットと解釈する説（たとえば，磯﨑ほか，
2010）以外に，三波川帯とは別の地質帯であると解釈する説（たとえば，栗本，2013）もあるが，
本稿ではその点に関しての議論は行わない．和歌
山地域の三波川変成帯では苦鉄質岩類が点紋帯の東部（龍門山付近）と御荷鉾帯の南部に集中して分布しており，その周辺部には泥質岩類が分布している．秩父帯では泥質岩と砂質岩が多く分布し
図 3

和歌山地域の地質図（Maeda et al., 2021 を改変）ており，秩父帯をほぼ南北走向に切るような地質断層が多く存在する．四万十帯も秩父帯と同様に泥質岩や砂質岩が多く分布する．地質図は基本的

白亜紀後期の非変成付加体で構成されている四万に岩石の形成年代と岩種によって色分けが行われ十帯が分布している（磯﨑ほか，2010）．付加体

るが，Maeda et al.（2021）では，岩種を重要視とは海洋プレートが沈み込むときに海洋底に溜しているため，図 3 では岩種のみで色分けされて地震活動および地震発生深度と岩相の関係─和歌山地域を例にして─ ── 11

図 5

図 4

和歌山地域の重力図（ブーゲー異常）（Maedaet al., 2021 を改変）．黒い太線は北から順に
中央構造線，有田川構造線，仏像構造線の位置を示す．赤い破線は点紋帯と無点紋帯，
無点紋帯と御荷鉾帯の境界を示すいることにご留意いただきたい．
これら 3 つの地質帯は中央構造線，有田川（ありだがわ）構造線，仏像構造線といった大規模な断層帯によって区切られている．この 3 つの断層

泥質岩分布域（水色のヒストグラム；図 2（a）の a 領域）と苦鉄質岩分布域（緑色のヒストグラム；図 2（a）の b 領域）における震源の深度分布（Maeda et al., 2021 を改変）．左軸は地震の発生深度，右軸は Hi-netの観測点（NKMH）で得られた地殻熱流量データから推測される地殻内温度，横軸は深度に対する地震の発生頻度を示す．図中右側の水色と緑色のバーは岩石摩擦実験から推測される泥質岩と苦鉄質岩が速度弱化
挙動（地震性/不安定すべり）を示す温度範
囲を示す．摩擦挙動に関するパラメータである a-b が負となる領域が不安定すべり（地震）を起こす領域を表し，a-b が正になる
領域は安定すべり（非地震性すべり）を起こす領域を表す

帯の中で中央構造線のみが活断層として認定されており，有田川構造線，仏像構造線は活断層では

方，2 列の高重力異常部は三波川変成帯の苦鉄質ない．また，本地域には中央構造線以外の活断層

岩分布域に対応している．苦鉄質岩類は周囲の泥は見つかっておらず，活火山も存在しない．

質岩類に比べて密度が高いために , このような高3．2

重力異常を示す．Maeda et al.（2021）は，この地下構造の推定

震源分布と表層に出ている地質体を詳細に対比

2 列の高重力異常部の下では，地表にある苦鉄質するためには，表層地質が地震発生層の深さまで岩類が地下約 7 km まで続いている可能性が高い

続いていることが前提となる．この検証を行うたことを明らかにした．前述のとおり，この付近のめ，Maeda et al.（2021）では，重力データと 2 次

地震発生層の下限の平均は約 7 km なので，この

元 Talwani 法（Talwani et al., 1959; Cady, 1980）

結果は，この高重力異常域では表層に存在していを用いて密度分布の推定を行った．

る苦鉄質岩が，地震発生層まで続いていることを和歌山地域の重力図を図 4 に示す．和歌山地域示している．

には三波川変成帯に東西走向に並走する 2 列の高重力異常部と南部に大きな高重力異常部が確認で4． 地震活動と岩相の対比

きる．この南部の高重力は南から沈み込んでいる
フィリピン海プレートの影響を表している．一12 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

本章では，2 章で解説した地震活動および震源

分布と 3 章で紹介した地質帯の対比を行い，和歌

結果，地震の発生深度と脆性-塑性遷移領域まで

山地域の地震活動度および地震発生深度と岩相のの深さが岩石組成に関係していることを示した．

関係について述べる．

また，彼らの結果は苦鉄質鉱物の含有量の多い苦和歌山地域の震源分布（図 1）と地質図（図 3）

鉄質岩ほど強度が高く，脆性-塑性遷移領域までを対比すると，三波川変成帯と秩父帯において地の深さが石英を多く含む地殻よりも深い傾向にあ

震活動度が高いことがわかる．これは，Maeda et

ることを示している．これを基に和歌山地域につal.（2018）において指摘されていることと一致す

いて検討してみると，点紋帯と御荷鉾帯は泥質岩

る．さらに，和歌山地域の地震発生層の上限・下類を主体とする周囲の地質帯に比べて苦鉄質鉱物

限（図 2）と地質図（図 3）を用いて対比を行うと，の含有量が多い．そのため，点紋帯と御荷鉾帯で三波川変成帯および秩父帯の泥質岩分布域では地は，周囲の泥質岩に比べて相対的に地震を起こし

震活動度が高く，地震発生層の上限と下限が浅い

にくく，さらに，周囲の泥質岩に比べて相対的にのに対し，三波川変成帯の苦鉄質岩類が集中して深い領域まで地震を発生させるポテンシャルをいる点紋帯の東部（龍門山付近）と御荷鉾帯の南持っていると考えられる．

部周辺においては地震活動度が低く，地震発生層の上限と下限が深いことが確認できる．

しかし，苦鉄質岩分布域における地震発生層の上限が泥質岩分布域よりも深い理由については，

これらの対比結果から，和歌山地域において，地殻を構成する鉱物の脆性-塑性遷移領域だけで地質帯（岩相）の岩石学的特性が地震活動度およは説明できない．そこで，Maeda et al.（2021）

び地震発生深度に何らかの影響を与えている可能では近年研究が大きく進んでいる岩石の摩擦実験性が高いことが予想される．

から得られた泥質岩類および苦鉄質岩類の摩擦特性と和歌山地域の泥質岩類および苦鉄質岩類分布5． 地震発生深度と岩石学的特性の関係

域の地震発生層の上限および下限深度を比較し，地殻を構成する岩石の摩擦特性が地震発生層の深地殻の強度分布と岩石の摩擦特性は地震の発生度に及ぼす影響について検討した．

深度と密接な関係を持っている．特に，地震発生

Den Hartog et al.（2012）は泥質変成岩を想定層の下限に関する議論の多くは地殻の強度分布をしたイライト-石英断層ガウジの剪断摩擦実験を基にして行われる．地震観測および地殻温度構造

行い，泥質変成岩は有効法線応力 170 MPa，間隙の推定から，内陸地震の発生下限は 300～450℃

水圧 100 MPa，温度 250～400℃の条件下においと推定されている．この地震発生層の下限（温度て速度弱化挙動（地震性/不安定すべり）を示す

上限）は地殻を構成する主たる鉱物である石英やことを明らかにした．さらに，その温度範囲の中長石の脆性-塑性遷移領域に対応する温度であるでも 300℃で最も顕著な速度弱化挙動を示すことと考えられている（たとえば，Sibson, 1982; Scholz,を明らかにした．一方，Zhang et al.（2017）は1988）．石英の変形機構は約 300℃で，長石の変玄武岩試料を用いた剪断摩擦実験を行い，玄武岩

形機構は約 450℃で脆性破壊から延性変形に移行

は有効法線応力 50 MPa，間隙水圧 100 MPa，温するため，上記の温度よりも高温域になると地殻度 300～600℃の条件下において速度弱化挙動を

内では地震を発生させることが難しくなる．これ示すことを明らかにした．さらに，その温度範囲

らは，地殻に含まれる主たる鉱物の違いによっの中でも 400℃で最も顕著な速度弱化挙動を示すて，地震発生層の下限（温度上限）が変化するこことを明らかにした．これらの結果は泥質岩と苦とも意味する．

鉄質岩では，速度弱化挙動を示すための温度条件

たとえば，Albaric et al.（2009）は東アフリカ

が異なることを示している．

大地溝帯の中部と南部を対象として，地殻のレオ

上記の剪断摩擦実験の結果を踏まえ，Maeda

ロジーと地震の発生深度の関係を調査した．そのet al.（2021）は和歌山地域の泥質岩類および苦地震活動および地震発生深度と岩相の関係─和歌山地域を例にして─ ── 13

鉄質岩類が速度弱化を起こすことが予想される地

し，その差異は温度に依存する岩石の摩擦特性に

殻内温度範囲（250～400℃と 300～600℃）に対

よって説明できることを示した．この結果はいま

応 す る 深 度 範 囲 を そ れ ぞ れ 4.7～7.7 km と 5.7～

だによく理解されていない地震発生層の上限を規11.9 km であると推定した．これらの地殻内温度定する要因の 1 つとして岩石の摩擦特性を調べるに対応する深度範囲と泥質岩類および苦鉄質岩類

ことが有効であることを示唆している．

分布域で発生している地震発生深度を比較するた

近年，岩石の摩擦特性を明らかにする研究がさめに，図 2（a）に示した領域（（a）は泥質岩，（b）

かんに行われており，さまざまな岩種の摩擦特性

は苦鉄質岩分布域に対応）を泥質岩類および苦鉄が明らかにされている．そのため，和歌山地域以

質岩類分布域の代表的な震源分布と仮定し，各領外の地域においても，Maeda et al.（2021）と同域内で発生している地震の深度分布を図 5 に示し様の検討を行うことができると考える．さらに，た．その結果，和歌山地域の泥質岩類および苦鉄

これまで，内陸地震の地震発生層の上限について

質 岩 類 分 布 域 に お け る 地 震 の 発 生 深 度 は Denの詳細な議論はされてこなかったが，温度に依存

Hartog et al.（2012）と Zhang et al.（2017）の剪

する岩石の摩擦挙動が地震発生層の深度を規定す

断摩擦実験の結果から得られた泥質変成岩と玄武

る 1 つの要因であるのならば，多くの種類の岩石

岩の速度弱化領域との対応が非常によいことが判の摩擦特性を明らかにし，地殻温度構造と比較す明した．さらに，地震活動度が最も高い領域が泥ることで地震発生層の上限を定量的に評価するこ質岩分布域では 300℃付近，苦鉄質岩分布域ではとが可能となるかもしれない．

400℃付近であり，これもまた岩石の剪断摩擦実

しかし，Maeda et al.（2021）にはいくつかの

験から明らかにされた結果と非常に対応がよいこ

課題が存在する．今回，自然地震のデータと岩石とが判明した．したがって，和歌山地域の地震発

摩擦実験から得られたデータを比較しているが，生層の上限および下限の深度が岩相によって異な

これは大前提として実験に使用された岩石試料とるのは，温度に依存する岩石の摩擦特性によって和歌山地域の地震発生層に存在する岩石が同様の説明できることが示された．

特性を持っていると仮定している．この研究をさ数十 km スケールにおける地震発生深度の違い

らに正確かつ発展させるためには，理想を言えを議論する場合，地殻の温度構造が異なることがば，調査対象地域で岩石試料を採取し，それを用

大きな要因としてあげられる（地殻の温度構造がいて地震時に匹敵する高速度および地震発生場に異なれば，それに伴い石英や長石の脆性 ‒ 塑性遷

対応する高温高圧下での剪断摩擦実験を行うべき

移領域の深度も変化するため）．しかし，Maeda

である．しかし，上記のような条件の剪断摩擦実

et al.（2021）では図 2 で示されているように地験を行うことは現段階では非常に難しいため，将殻熱流量の測定が行われていた Hi-net の観測点

来的な課題としたい．

が異なる 2 つの岩相が分布する地域の近傍に存在しているために，両地域の地震発生層の上限およ謝辞

び下限の深度が異なる要因は地殻の温度構造の違

本稿執筆の機会を与えていただいた本誌編集委

いではなく，岩相の違いによるものであると推定

員長の岡田義光氏，本原稿に関して有益なご助言することができた．

をいただいた齊藤竜彦氏，山下太氏，Maeda

et al.（2021）の共著者である遠田晋次氏，松澤
6． お わ り に

暢氏，大坪
します．

Maeda et al.（2021）は付加体で構成されている和歌山地域を対象として，地震活動度および地震発生深度が岩相によって異なることを明らかに
14 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

誠氏，松本拓己氏に心より感謝いた月 1 日閲覧）

参考文献

Scholz, CH. 1988. The brittle-plastic transition and theAlbaric, J. et al. 2009. Crustal rheology and depth dis-

Sibson, R,H. 1982. Fault zone models, heat ﬂow, and thetribution of earthquakes: insights from the central

depth distribution of earthquakes in the continental

and southern East African Rift System. Tectonophysics,

crust of the united states. Bull. Seismol. Soc. Am.,depth of seismic faulting. Geol. Rund., 77: 319-328.

468: 28-41.

72: 151-163.

防災科学技術研究所．2022．Hi-net 高感度地震観測網．

Talwani, M. et al. 1959. Rapid gravity computations forhttps://www.hinet.bosai.go.jp/topics/ThreeJS/?LANG

two-dimensional bodies with application to the=ja（2022 年 3 月 1 日閲覧）

Mendocino submarine fracture zone. J. Geophys. Res.,

Cady, JW. 1980. Calculation of gravity and magnetic
anomalies of finite-length right polygonal prisms.
Geophysics, 45: 1507-1512.

64: 49-59.
Waldhauser, F. and Ellsworth, WL. 2000. A doubledifference earthquake location algorithm: method

Den Hartog, SAM. et al. 2012. New constraints on

and application to the northern Hayward fault,

megathrust slip stability under subduction zone P-T

California. Bull. Seismol. Soc. Am., 90: 1353-1368.

conditions. Earth Planet. Sci. Lett., 353-354, 240-

行 竹 洋 平．2020． 箱 根 火 山 の 深 部 低 周 波 地 震．地震

ジャーナル ，69，31-41．

252.
磯﨑行雄ほか．2010．日本列島の地体構造区分再訪─Zhang, L. et al. 2017. Frictional properties of the South

太平洋型（都城型）造山帯構成単元および境界の分

China Sea oceanic basalt and implications for

類・定義─．地学雑誌 ，119，999-1053．

strength of the Manila subduction seismogenic zone.

栗本史雄．2013．和歌山県北西部，御荷鉾緑色岩類のMar. Geol, 394, 16-29.

K‒Ar 年代．地質調査研究報告 ，64，113-119.
Maeda, S. et al. 2018. Complex microseismic activity
and depth-dependent stress ﬁeld changes in Wakayama, southwestern Japan. Earth Planet Space, 70,
21.
Maeda, S. et al. 2021. Inﬂuence of crustal lithology andthe thermal state on microseismicity in the Wakayama region, southern Honshu, Japan. Earth Planet
Space, 73, 173.
岡田義光．2016．2016 年熊本地震（速報）．地震ジャー

ナル ，61，1-10.
産業技術総合研究所地質調査総合センター．2022．地質図 Navi．https://gbank.gsj.jp/geonavi/（2022 年 3

前田純伶
［まえだ

現職

すみれ］

国立研究開発法人防災科学技術研究所地震津波防災研究部門特別研究員
略歴

大阪市立大学理学部卒業．京都大学大学院理学研究科修士課程修了．東北大学大学院理学研究科博士課程修了．（国研）産業技術総合研究所活断層・火山研究部門産総研特別研究員を経て 2020 年 10 月より現職
研究分野

地震学，構造地質学

地震活動および地震発生深度と岩相の関係─和歌山地域を例にして─ ── 15

地震発生サイクルシミュレーション研究―巨大地震発生機構の理解と予測可能性の評価に向けて―
大谷真紀子
れる．
1． は じ め に

本稿では，まず ECS について簡単に説明し，その後，巨大地震発生機構の理解および予測可能

近年地震・地殻変動観測網の拡充により，巨大地震だけでなく，さまざまなサイズの地震やス性の検討を目指して著者が行ってきた ECS 研究を紹介する．

ロースリップ（SSE）等のすべり現象がプレート境界で密に分布する様子が明らかになってきた．

2． 準動的地震発生サイクルシミュレーション

これらさまざまなすべり現象は巨大地震を誘発し

（ECS）

うるのか？

巨大地震とどのような関係にあるのか？というのはわれわれの大きな関心事である．

2．1

計算手法

たとえばメキシコの Guerrero では 3～4 年周ECS の実施では計算量の大きさが問題となる

期 で SSE が 繰 り 返 し 発 生 す る が，2014 年 に はことが多く，実際の巨大地震発生領域を対象に三SSE の進行中に，その隣接地域で地震が発生し次元モデルで ECS を実施するには工夫が必要で（Papanoa 地震），SSE が地震を誘発した可能性がある．ECS では精度がよく計算量の比較的小さある（Radiguet et al., 2016）．直接誘発には至らな境界要素法（BIEM）が通常よく用いられ，まずとも，巨大地震発生領域内外近隣のすべり現象

た慣性の項を近似した準動的 ECS が行われる．

は巨大地震発生領域の状態（プレート境界の固着

沈み込むプレート境界断層面を N 個のセルに状態）を反映しているはずであり，それらの活動

離散化し，各セル内で一様なすべりを仮定する．

から巨大地震発生に関する手がかりが得られるの各セルで運動方程式は，慣性の項を近似した準動ではと期待される．

的フォームにおいて以下で表される．

しかしながらこれをデータから調べるには，近代的観測データは巨大地震の繰り返し間隔に対し

N

τ
（t）
＝∑K（V
（t）
）−
i
ij
pl t−u
j
j＝1

G
V（t）
（1）
i
2Vs

て遥かに短い期間しかないという大きな問題があここでτ（t），u（t），V（t）は時刻t における i 番iii

る．そこで有効になると考えられるのが，地震発

目のセルの剪断応力，すべり量およびすべり速度

生の繰り返しを模擬する地震発生サイクルシミュ

であり，Vpl, G, VS はそれぞれプレートの長期的レーション（ECS; Earthquake Cycle Simulation）

沈み込み速度，剛性率，S 波速度である．Kij はである．計算機上でプレート境界断層を設定し，静的すべり応答関数（j 番目のセルでのすべりに

プレート運動を駆動力として断層すべりの時間発

対する i 番目セルの静的な応力変化）である．右展を模擬する．応力蓄積過程から地震発生時まで

辺第一項はプレートの定常的な沈み込みに対するの全期間を模擬するため，巨大地震と周囲の他のすべり遅れへの応答，第二項は慣性の項の近似ですべり現象との相互作用を考えることができる．

ある放射減衰（Rice, 1993）を表す．

ECS は観測データの穴を埋め，また観測される断層面にはたらく摩擦として，岩石の摩擦実験

すべり現象に物理的な解釈を与えることが期待さから得られた経験則である速度状態依存摩擦則16 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

（RSF 則；Dieterich, 1979）が広く用いられる．

し（速度弱化），摩擦面は不安定なすべりを起こ（1）式の断層の運動方程式と RSF 則を連立させ，す．発生した不安定すべりはまず準静的なすべり

時間ステップ幅可変の Runge-Kutta 法で解くことして広がり，そのすべり領域が摩擦特性から決とで，断層面のすべり速度・応力の時間発展が得まる臨界核形成サイズ Lcr を超えると急速に発達られる．

し地震に至ることが知られている．

ECS 計算において，断層セルは断層の摩擦特4 章では，断層面上の摩擦特性不均質によって性から決まるサイズより十分小さくとる必要があ

生じる断層すべり不均質，また巨大地震発生とそり，大小さまざまなスケールの地震の発生を扱うの他のすべりの現象の関係を調べた事例研究を紹には小さなセルサイズが必要となる．また実際の介する．

沈み込み帯を対象に ECS を行うには，断層のテ
3． ECS 計算手法の高度化

クトニックな幾何的状況を反映させる必要がある．これら断層面の応力評価に関する問題に対して著者が行った ECS 計算手法の高度化研究を 3章で紹介する．
2．2

3．1

H 行列法の導入による計算高速化

ECS 計算の律速部は（1）式の右辺第一項，Kij

速度状態依存摩擦則（RSF）

からなる N×N のすべり応答行列 K と長さ N の地震や SSE，断層深部の定常すべりのようなすべり欠損ベクトルとの行列ベクトル積であり，

断層すべりの性質の違いは主に断層面上の摩擦不O（N 2）の計算量を要する．この種の問題の高速均質として説明される．ここで，RSF において解法として高速フーリエ変換法（FFT）や高速

摩擦特性を決める摩擦パラメータと断層すべりの多重極法（FMM）が広く知られている．ECS で性質について簡単に説明しておく．

はこれまでに FFT が用いられ，計算量の O（NRSF 則は構成則と，断層の接触面の状態を表

log N）への削減が実現されているが，断層の三す状態変数または剪断強度の発展則の 2 つからな次元構造や地表面の影響を考慮するには，周期的る．構成則は断層の摩擦強度Φ（t）を用いて式

境界条件を必要としない，FFT とは異なる手法（2）で表される（Nakatani, 2001）；が必要である．

（V（t）＝V exp*）τ（t）−τ −Φ
（t）
*
A

（2）

Ohtani et al.（2011） は ECS の 計 算 高 速 化 を目 的 と し， 密 行 列 圧 縮 手 法 で あ る H 行 列 法

ここでτ は，基準となる速度 V における剪断**応力である．断層の剪断強度の実態は真実接触部（Hackbusch, 1999）を適用した．H 行列法は対角における原子間結合の量と解釈される．接触時間

およそ小さな値をとるような行列に適用できる．

の増加に伴い結合が増加することで強度は増加

圧縮した形式のまま行列ベクトル演算を行うこと

し，断層面のすべりによる結合の切断により強度ができ，計算が高速化される．すべり応答関数は低下する．岩石の摩擦実験の結果を説明するた

Kij は距離減衰し，Kij からなる応答行列 K は H

めの発展則がいくつか提案されており，下に示す

行列法の適用条件を満たす．H 行列法では行列のaging law（Nakatani, 2001）はその代表例である．

圧縮は機械的な手順で行われ，各要素の値を決め

dΦ
（t） B
Φ
（t）
B
＝
exp −
−
（3）
dt
L/V
B
L/V
*
断層の摩擦特性はパラメータ A, B, L によってる式の形を問わない．一度枠組みを作れば Kij のコントロールされる．A−B が正のとき，速度のhlib.org）や Hacapk（http://ppopenhpc.cc.u-tokyo.

増加に対して，定常状態における摩擦τSS は増加

ac.jp/ppopenhpc/2017/01/31/ppopen-applbem-

し（速度強化）摩擦面は安定的にすべる．一方

ver-0-5-0/）の C もしくは Fortran ライブラリがA−B が負のとき，速度の増加に対してτSS は低下利用可能である．

（）

部分に高い値をもち，そこから離れるに従ってお値が変わろうとも圧縮行列作成部には変更が要らないのは大きな利点である．HLib（http://www.

地震発生サイクルシミュレーション研究─巨大地震発生機構の理解と予測可能性の評価に向けて─ ── 17

半無限均質弾性体中に設定した平らな断層につOhtani and Hirahara（2015）は，動的破壊モ

いて，すべり応答行列 K に H 行列法を適用した

デルにおいて地表面の効果を導入する Ando and

例 を 図 1 に 示 す． 図 1（a） は 断 層 を N＝32,000

Okuyama（2010）のアイデアを適用し，任意ので離散化したときの行列 K を圧縮（H 行列化）

地表面形状を考慮した均質弾性体中の静的すべり

した概念図である．対角部は小さな小行列に，対応答行列を数値的に求める手法を開発した．

角部から離れるに従って大きな小行列となるよう

全無限均質弾性体中に，断層に加え，地表面のに階層的に分割され，また各小行列内で LU 分解

位置に陽にクラック（地表クラック）を離散化しに基づいた低ランク近似が行われることで，全体て設定する．断層，地表クラックの変位をそれぞとして効率的な圧縮が実現される．圧縮行列の精

れ u f，us（各断層セルもしくは地表セルのすべり

度をコントロールするパラメータεが小さいほど量からなるベクトル）とすると，媒質中の任意の計算精度はよくなるが，ECS の計算量・メモリ

点で，応力τは u f に対するすべり応答行列 K お

量は増加する．ここに示した断層を用いた ECS

よび，us に対するすべり応答行列 K’ を用いてでは，ε＝10−4 で十分地震サイクルを再現できた．

τ＝Ku f＋K’us

（4）

このとき一回の行列ベクトル演算にかかる時間はと表される．K および K’ は全無限均質媒質にお圧縮前の約 15% にまで削減されており，H 行列

ける解として解析的に得られるすべり応答関数行

法は大きな効果を発揮している．

列である．

断層の離散数を変化させることで ECS の行列（4）式の応力評価点を地表面にとり，左辺（応ベクトル演算にかかる計算量の N 依存性を調べ力）をゼロとすれば地表面は自由境界条件を満たる（図 1（b））．ECS 中の行列ベクトル演算にかし，us が K’’u f の形で求まる．さらに（4）式のかる計算速度は，小行列内の最大ランク数 kACA

応力評価点を断層面にとり，上で求めた us を代を適切な値に設定することで圧縮前の O（N 2）か入すれば，地表面の存在を考慮した断層面上の応ら O（N log N）程度に削減され，FFT と同程度

力が，τ＝（K＋K’K’’）
u f＝KNew u f の形で得られる．

の計算コストの N 依存性が実現された．この効

KNew が地表面形状を考慮した均質弾性体中の新率化の効果は大きく，それまで京コンピュータ等

たな静的すべり応答行列であり，全無限均質媒質の特殊な計算機で行われていた規模の計算を大学中の解析解を用いて計算できる．また設定する地の大型汎用機で実施することができるようになっ表面に特に制約はなく，任意の形状を設定するこた．4 章に示す東北地方太平洋沖地震の ECS はとができる．

本手法を使って実施したものである．
3．2

任意の地表面形状を考慮した ECSECS においては，これまで解析解を用いてきたすべり応答行列 K を KNew に取り替えること

BIEM による ECS では全無限または半無限均で，任意の形状の地表面を考慮することができ

質弾性体を仮定した計算が行われることが多い．

る．KNew を事前に求めておけば，ECS 計算本体

静的すべり応答関数 Kij が解析的に得られるのはの計算量は解析解を用いる場合と同じであり，まほとんどこれらの場合に限られるからである．した高速計算手法である H 行列法はそのまま適用かしながら海溝型プレート境界断層では地表面はが可能である．ただし地表変位は断層の位置が浅

一般的に海溝軸から上に凸な形状を持ち，地表面

いほど局所化し大きな値をとるため，効率的に精形状を考慮した ECS を実現し地震発生に及ぼす度よく KNew を求めるには各断層セルに対してそ効果を評価する必要がある．有限要素法（FEM）

れぞれ地表面セルの取り方を変える等の工夫が必によって地下構造を反映した Kij を作成し ECS要である．

で利用することもできるが，FEM で ECS 計算に

たとえば 2011 年東北地方太平洋沖地震が発生

必要な精度の Kij を作成することは一般に困難でした宮城沖では，震源域上の海底面が海溝軸位置ある．

から最大で 7 km ほど高い位置にある（図 2（a））．

18 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

図 1 （a）H 行列化したすべり応答行列の概念図．（b）64 CPU で並列計算時の 10,000回の行列ベクトル演算にかかる時間（b））．実際の地表面形状を導入すると，海溝軸の平らな地表面を仮定した場合よりも断層ス
ティッフネスが浅い断層で大きくなり，これは摩擦すべりを安定化させる効果をもつ．
本手法の地表面を導入する方法と同様の考え方
は地下の媒質境界に対しても適用できる．実際に不均質媒質中の動的破壊を扱う XBIEM として実現されており（Kame and Kusakabe, 2012），不均質媒質を考慮した ECS 等今後の展開が期待される．
4． ECS 事例研究
4．1

東北地方太平洋沖地震発生サイクルモデル

H 行列法を適用して実施した大規模準動的
ECS の例として，2011 年東北地方太平洋沖地震
図 2 （a）宮城沖における地表面およびプレート
境界の海溝軸に垂直な断面．（b）地表面を考慮したときのすべり応答関数の三次元地震発生サイクルモデル（Ohtani et al.,2014）を紹介する．
2011 年に宮城沖を震源として発生した東北地
方太平洋沖地震は，500 km×200 km に及ぶ破壊

ECS 実施の際に，すべり応答関数として海溝軸領域をもつ M9 の巨大地震であり，450～800 年に平らな地表面を仮定した半無限弾性体中の解析の再来間隔で発生すると言われている．地震時す

解を使えば，特に浅い断層において地表の効果

べりはこの巨大な震源域のうち，宮城沖浅部の海（全無限均質媒質を仮定したときの値を引いたも溝付近で特に大きく，50 m を超えるすべりが観の）を過大評価してしまうことがわかる（図 2測された．

地震発生サイクルシミュレーション研究─巨大地震発生機構の理解と予測可能性の評価に向けて─ ── 19

図 3 （a）A−B,（b）log（L/L0）のプレート境界断層上の分布．ただし L0＝6 cm である

図 4

M9 地震発生直後から次の M9 地震発生までの各時刻における断層すべり速度 V の分布：
log（V/Vpl）

20 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

M9 地震の震源域には過去の M7 級地震の震源観測された地殻変動データにより合うよう修正さ域が含まれ，少なくとも東北地方太平洋沖地震のれているが，そこでも M9 地震サイクル後半に発発生前 100 年間には，宮城沖・茨城沖のプレート

生する SSE が観察されている．

境界深部で 20～40 年の間隔で M7 級地震が繰り

4．2

南海トラフ巨大地震の前駆すべり

返し発生している．また，東北地方太平洋沖地震

多くの巨大地震は大規模な前駆すべりを伴うこ発生前の 2000～2010 年頃には，福島沖付近で通となく発生するが，南海トラフ沿い西南日本の巨常の地震によるものではないプレート間固着のは

大地震は前駆すべりを伴う稀なケースかもしれな

がれが観測されている．

い．1946 年昭和南海地震は，地震発生の数日～

プレート境界の形状を考慮した三次元断層モデ

半日前に潮位や井戸水位が変化したとの記録や目ルを設定し，長期沈み込み速度を Vpl＝8.4 cm/年

撃証言が多く存在し，この変化は地震発生域よりとする．この断層において，図 3 に示した摩擦パ

深部で起きた非地震性すべりによって説明される

ラメータ A−B, L の分布によって，上で示した可能性がある（Linde and Sacks, 2002）．南海トM9 地震の特徴を定性的に再現することができ

ラフ沿い地震発生域深部では，豊後水道や浜名湖

た．M9 地震震源域内の M7 震源域を破壊エネル

直下で長期的 SSE が繰り返し観測されているが，ギーの不均質として設定し，また地震地すべりの上記前駆的非地震性すべりはこれら長期的 SSE

宮城沖浅部への局所化を再現するために，地震間よりも大きくて速いすべり現象である．しかしなに強く固着する領域を設定した．

がらどちらも地震発生域深部の脆性延性遷移域で一回の M9 地震サイクルにおける断層すべりの起こることから，ここではこの前駆的すべりも経過を図 4 に示す．M9 地震の発生直後を時刻 0

SSE の一種であると解釈して，巨大 SSE と呼ぶ．

とし，そこから次の M9 地震（825 年）までの各

この前駆的巨大 SSE は Kato（2003）によって時刻の断層すべり速度である．青色はプレート間

すでにその発生モデルが構築されている．断層がの固着を，赤色は地震性すべりを表す．巨大地震

深くなるにつれて脆性域から脆性延性遷移域，延後，M9 震源域全体がプレート間固着し（図 4 ①），

性域へと摩擦の性質が移り変わるのを，RSF 則

時間の経過とともに深い側からプレート間固着がに導入したカットオフ速度の深さ依存で表現する

しだいに剥がれていく（②）．剥がれが M7 震源

ことで，巨大な前駆的 SSE を伴う地震サイクル域に到達すると M7 地震が発生し，そこから約の生成に成功した．では，巨大 SSE が発生した

30 年間隔で繰り返し発生するようになる（③）．

とき，その浅部で地震は必ず誘発されるのだろう

宮城沖浅部の強固着域は長い期間固着し，その間か？

福島沖の M7 地震が存在しない領域では，SSE が基づいた ECS を実施し，巨大 SSE と巨大地震の自発的または M7 地震に誘発されて繰り返し生じ

力学的作用に注目しながら巨大 SSE の地震誘発

る（④）．強固着域で十分歪みが蓄積された後，可能性を調べた．

強固着域の破壊から M9 震源域全体の破壊へと発展する（⑤）．

Ohtani et al.（2019a） は Kato（2003） に

半無限均質弾性体中に長期的に一定速度 Vpl＝4.5 cm/年で沈み込む平らな二次元断層を設定す④ の SSE は 福 島 沖 で 観 測 さ れ た 地 震 前 の プる（図 5（a））．断層では RSF 摩擦がはたらくとレート間固着の剥がれである可能性がある．シ

し，発展則として Yoshida et al.（2013）の式をミュレーションでは M9 地震サイクルの後半に 3用いる．Yoshida et al.（2013）の式において，断回同じような SSE が発生した．固着の剥がれが層の接触面積には弾性変形による最低値があると観測されたのは M9 地震直前のみだが観測データいう考えから自然にカットオフ速度 Vcx が導かのない時期にも発生していた可能性があり，地震れ，不安定すべりの速度が Vcx を超えると摩擦が発生直前だけの現象とは限らない．著者のこの

速度弱化から速度強化に変化する．深さが増加し

ECS モデルは後に Nakata et al.（2016）によって温度が高くなるにつれて脆性から延性へと変形メ

地震発生サイクルシミュレーション研究─巨大地震発生機構の理解と予測可能性の評価に向けて─ ── 21

地震に発展するパターンである．L が大きくなると，（P2）遷移域ではじまった SSE が成長し脆性域に達し，その後いったん減速するものの SSE
が収束しきる前に脆性域で巨大地震が誘発されるパターン，そして（P3）巨大 SSE を伴わず，脆性域で巨大地震が単独で発生するパターンが現れる．P3 は地震発生予測の観点からは，事前に予兆が掴めない「見逃し」にあたるケースである．
L の値によっては 1 つのシミュレーションで複数のパターンの EN が出現する場合もあった．
P1 でも P2 でも，EN の大きさは Vcx による制
限なしの場合の臨界核形成サイズ Lcr よりも大き
図 5 （a）二次元断層モデル．（b）Vcx の深さ分布．
（c）各深さでの定常剪断応力τSSく（図 6），遷移域で低下する Vcx が安定化メカニ
ズムとして働いている．P1 では Lcr が遷移域の領域サイズよりも小さいが，遷移域内で Vcx によカニズムが変化すると，摩擦はより小さな Vcx をるすべり速度頭打ちによって直接的に地震に至る持つメカニズムが優位になると考えられる．そこのが妨げられる．一方 P2 では，SSE の遷移域ので簡単のため Vcx 以外の摩擦パラメータは断層上

領域サイズ，そして Lcr を超えて成長しても地震で一様であるとし，遷移域で低下する Vcx を仮定には至らず，いったん減速し収束に向かう．このする（Vcx 低下モデル：図 5（b））．

とき亀裂先端はすでに脆性域に侵入し Vcx による脆性域ではすべり速度が地震時すべり速度

速度頭打ちの効果を受けないが，亀裂後方の遷移（Vseis＝0.1 m/s 以上）になっても定常摩擦τss（図域内のすべりが抑制されることにより亀裂先端で5（c））がつねにすべり速度増加に対して減少し十分な応力集中が得られず，Lcr よりも大きな

速度弱化を示す．遷移域では，速度が小さい間はEN が必要になるのだと解釈される．Vcx 低下モ

速度弱化を示し不安定にすべっても，地震に至る

デルは，これら直接的・間接的な二つのすべり安までのある時点で速度強化に変わりすべりが安定

定化メカニズムを有する．

化するため速度の「頭打ち」が起こる．延性域で巨大な SSE が発生しても，巨大地震には至ら

は速度 Vpl 以上でτss がつねに速度強化を示し安ず SSE として収束する場合も見られた．いわゆ

定領域になっている．

る「空振り」のケースである．たとえば巨大地震

Ohtani et al.（2019a）では摩擦パラメータのひ発生時には P1 を示す L＝6 mm の場合では巨大とつである特徴的すべり距離 L を 6～11 mm に

地震間に巨大 SSE が 2 回発生している．遷移域変化させ，断層すべりの変化を調べた．南海トラで 1 m を越える巨大 SSE が起きたとしても必ずフで起きる巨大地震を想定して地震発生間隔がしも地震が発生するわけではなく，地震発生に至100～150 年周期になるよう他の摩擦パラメータ

るかどうかは脆性域の歪みが十分蓄積されているの値を調節している．

かという準備状況しだいである．

まず地震核形成過程（EN；地震発生に至るま

以上のように巨大 SSE の地震発生への関与のでの一連の前駆的非地震性すべり）を見ると，L

仕方はさまざまであった．そこで直近の巨大 SSEの大小によって三つのパターン（P1, P2, P3）にから地震発生までの時間の統計をとってみると，分類されることが見出された．ひとつ目は L が巨大 SSE 発生後 3 日間は 30% 以上の高い確率で小さいときにみられ，（P1）遷移域で始まった地震が発生するが，その後地震発生確率は急速にSSE が成長し，脆性域に達した後連続的に巨大低下する結果となった．ただしこの 3 日という数

22 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

図 6 （a）P1（L＝6 mm），（b）P2（L＝9 mm）の巨大地震前後のすべりの種類とその深さ分布

図 7 （a）バネブロックモデルの概念図．（b）バネの引っ張り位置の変位 uload

字はさまざまな仮定を置いたモデルの結果を反映したものであり，直接現実に当てはめることはできないことを強調しておく．今後，より現実に即した物理モデルが利用可能になれば，本研究で示したように物理モデルに依拠した統計的な地震発生予測ができるかもしれない．
4．3

図 8 （a）L＝0.0626 m，（b）0.0636 m，（c）0.0642 m．
それぞれの場合のブロックのすべり速度

周期的 SSE と地震の同期

南海トラフ沿い巨大地震発生域の深部では SSE

速度 Vload で引っ張る系を考える（図 7（a））．地が繰り返し発生し，四国西部の豊後水道では SSE

震断層の深部延長部で繰り返し発生する SSE を，が比較的定常的に，約 7 年周期で発生している．

バネの引っ張り速度の変化としてモデル化し（図

周期性は断層すべり現象に見られる特徴の 1 つで7（b）），繰り返す SSE の影響を変位ステップとある．Ohtani et al.（2019b）は SSE の「周期性」

して載荷の履歴に含めた．SSE の起き方は SSEに注目したシンプルな一自由度モデル研究においの周期 TSSE，断層への全載荷のうち SSE 期載荷て，断層への応力載荷が周期的 SSE による影響の割合 r の値によってコントロールされるが，長を受ける場合に，地震の発生周期が周期的な SSE

期的引っ張り速度はつねに一定速度 Vpl＝5 cm/年の繰り返しのリズムに同期する現象を報告した．

に保たれる．

これは壁にかけた 2 つの振り子時計の同期や蛍の断層面の摩擦として RSF 則の特徴的すべり距

集団発光などで知られる同期現象と呼ばれる現象

離 L のバリエーションを考え，断層のタフネスである．

が L に比例する状況を考える．このとき SSE の

プレート境界で発生する巨大地震の模擬とし影響がなくブロックが一定速度で載荷される場合て，摩擦床に置かれたブロックを，バネを介してには，その発生周期 T0 は L に比例して増加す

地震発生サイクルシミュレーション研究─巨大地震発生機構の理解と予測可能性の評価に向けて─ ── 23

図 9 （a）地震発生間隔 T．（b）地震直近の SSE から地震発生までの時間 tQる．これに対して，SSE をコントロールするパ

0.0626 m, 0.0636 m を含むある区間の L で現れ，

ラメータ（TSSE, r）をいろいろに変えた数値実験

T＝18TSSE, 19TSSE と地震が SSE 周期の整数倍のを行ったところ，地震の発生の仕方は L の増加

一定周期で発生する区間（レジーム I）が順々にに対して非線形に変化した．以下では，代表して現れる．またレジーム I 以外では L＝0.0642 m のTSSE＝5 年，r＝0.5 の場合の結果を示す．

ように複数の地震発生間隔を持ちながらも一定の

まず L＝0.0626 m, 0.0636 m の場合のブロック

地震発生パターンを繰り返す（レジームⅡ）．図のすべり速度を図 8（a），（b）に示す．これらの9 に示したすべての L で，レジーム I もしくはⅡ

場合に地震はつねに一定間隔で発生し，断層タフのどちらかとして，つねに地震は SSE に同期しネスの変化にもかかわらず地震の発生周期 T はている．この周期同期は SSE の制御パラメータ

85 年に固定されたままであった．興味深いことの広い範囲において観察され，TSSE＝1 年，r＝0.1に T は SSE 発生周期のちょうど整数倍（85 年＝という一回の SSE サイズが小さい場合であって17TSSE）であり，地震の周期が SSE 周期に引きも確認できた．

込まれる同期現象が起きていることが分かる．まSSE なしの一定速度載荷では発生周期 T0 が L

た直近の SSE から地震発生までの時間 tQ はそれに比例して増加するのに対して，SSE 載荷下でぞれ 2.30 年，4.75 年と一定値をとる．地震が SSE

各 L における平均地震発生間隔 T̄ は L の増加にとは異なるタイミングで発生し，一見すると SSE

対して非線形に振る舞い，レジーム I とⅡを交互と同期しているとは見えなくとも，その周期はに繰り返しながら階段状に増加する．われわれはSSE に影響を受けているのである．

断層が強いと地震の再来間隔が長くなると思って

さらに L が大きくなり L＝0.0642 m になるといるが，この結果は SSE の周期性という外部要（図 8（c）），2 種類の地震発生間隔 T1＝88.53 年，

因によってそこから少し外れることを意味し，興T2＝86.48 年が交互に現れるようになる．tQ も 2

味深い結果である．

種類の値 tQ1＝0.13 年，tQ2＝3.65 年が交互に現れ，最後に SSE に対する地震の発生タイミングの

2 種類の地震を交互に繰り返す．このとき地震の予測性について考えてみる．周期は同期しても地発生パターンは T1＋T2＝35TSSE（SSE 周期の整震の発生タイミングは必ずしも SSE と一致しな数倍）の周期で繰り返しており，この場合も地震

い．直近の SSE からの地震発生の時間遅れは 0

は SSE に同期していると言える．

から TSSE のとりうる全範囲に広く分布し（図 9

よ り 広 い 範 囲 の L に つ い て 調 べ る と（ 図 9（b）），地震が SSE 直後に多い（tQ 小）という傾（a））， 発 生 周 期 T＝17TSSE は 先 に 示 し た L＝

向もみられない．単一の SSE を考えるときには，

24 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

SSE による応力載荷が地震の発生時刻を早める

デルが用いられているが，現在モデルに組み込ま効果によって SSE 直後の地震発生確率の増加がれていない効果でも重要な効果は存在する可能性期待されるが，周期的 SSE を考えるとその効果があり，ECS で扱える効果を増やしていく必要が消えてしまう．

がある．本稿 3 章の ECS 計算手法の高度化研究

今のところ，本稿の冒頭で述べた Guerrero のはこの観点から行われたものである．また根本的事例のように明確な時空間的関連性が認められなには，地下の断層の摩擦パラメータが未知である

いかぎり SSE と地震の同期を論じるのは困難でという大きな問題がある．これに対してデータ同ある．今後データの蓄積が進めば，SSE や地震化手法によりデータから摩擦パラメータを求める活動から実際に同期現象が見つけられるかもしれ取り組みが始まっており，今後の発展が期待されない．

る．
5． お わ り にプレート境界で発生する巨大地震震源域の周りでは，さまざまなサイズの地震や SSE 等のすべ

参考文献
Ando, R. and Okuyama, S. 2010. Deep roots of upper
plate faults and earthquake generation illuminatedby volcanism. Geophys. Res. Lett., 37, L10308.

り現象が観測される．これらの相互作用によっ

Dieterich, J.H. 1979. Modeling of rock friction: 1. Experi-て，巨大地震の誘発や巨大地震震源域のプレート

mental results and constitutive equations. J. Geophys.

間固着状態の変化が起こる可能性がある．また巨大地震近くのすべりイベントの活動状況は固着状
況を反映していると思われる．これらを調べることで巨大地震発生機構の解明そして巨大地震発生
予測につながる可能性がある．
ECS は，観測されるすべり現象を再現し，そのシミュレーション結果を解析することで，現象の背景にあるメカニズムを紐解くことを試みる．
ECS による事例研究を重ねることで，すべり相互作用の結果起こる，巨大地震を含む断層上のすべりの挙動を明らかにすることが期待される．
本稿で紹介した東北地方太平洋沖地震や南海ト

Res.: Solid Earth, 84 (B5), 2161-2168.
Hackbusch, W. 1999. A sparse matrix arithmetic basedon H-Matrices. Part I: Introduction to H-matrices.
Computing, 62, 89-108.
Kame, N. and Kusakabe, T. 2012. Proposal of extended
boundary integral equation method for rupture
dynamics interacting with medium interfaces. J.
Appl. Mech., 79, 03107.
Kato, N. 2003. A possible model for large preseismic
slip on a deeper extension of a seismic rupture plane.
Earth Planet. Sci. Lett., 216, 17-25.
Linde, A.T. and Sacks, I.S. 2002. Slow earthquakes andgreat earthquakes along the Nankai trough. Earth
Planet. Sci. Lett., 203, 265-275.

ラフ前駆的すべりの ECS モデルでは，巨大地震

Nakata, R., Hori, T., Hyodo, M. and Ariyoshi, K. 2016.

の発生を促進するようなイベントが近くで起きて

Possible scenarios for occurrence of M~7 interplate

も地震発生領域における歪み蓄積状態が十分でなければ地震は発生しなかった．この場合のように決定論的に巨大地震の発生を捉えることができな
いとしても，多数の ECS 計算の実施によって統計的に取り扱うことで，地震発生確率を考えることができる可能性がある．
以上のような物理モデルに依拠した地震発生予測 を 実 現 す る に は， 現 行 の ECS モ デ ル を よ り
もっともらしいものに更新していくことが重要である．現在 ECS ではさまざまに単純化されたモ

earthquakes prior to and following the 2011 TohokuOki earthquake based on numerical simulation. Sci.
Rep., 6, 1-10.
Nakatani, M. 2001. Conceptual and physical clariﬁcationof rate and state friction: frictional sliding as athermally activated rheology. J. Geophys. Res.: Solid
Earth, 106 (B7), 13347-13380.
Ohtani, M. and Hirahara, K. 2015. Eﬀect of the Earthʼssurface topography on quasi-dynamic earthquake
cycles. Geophys. J. Int., 203, 384-398.
Ohtani, M., Hirahara, K., Hori, T. and Hyodo, M. 2014.

地震発生サイクルシミュレーション研究─巨大地震発生機構の理解と予測可能性の評価に向けて─ ── 25

Observed change in plate coupling close to the rup-

Triggering of the 2014 Mw 7.3 Papanoa earthquake

ture initiation area before the occurrence of the 2011by a slow slip event in Guerrero, Mexico. Nat.

Tohoku earthquake: implications from an earthquake
cycle model. Geophys. Res. Lett., 41, 1899-1906.
Ohtani, M., Hirahara, K., Takahashi, Y., Hori, T., Hyodo,

Geosci., 9, 829-833.
Rice, J.R. 1993. Spatio-temporal complexity of slip on a
fault. J. Geophys. Res., 98 (B6), 9885-9907.

M., Nakashima, H. and Iwashita, T. 2011. Fast com-

Yoshida, S., Nakatani, M. and Kato, N. 2013. Recovery

putation of quasi-dynamic earthquake cycle simula-of plate coupling at a ruptured asperity. J. Geophys.

tion with hierarchical matrices. Proc. Comp. Sci., 4,

Res., 118, 2154-2163.

1456-1465.
Ohtani, M., Kame, N. and Nakatani, M. 2019a. Nucle大谷真紀子

ation of characteristic earthquakes in simulated cycles involving deep huge slow slip events. J. Geophys.
Res.: Solid Earth, 124, 1822-1837.

［おおたに

現職

まきこ］

東京大学地震研究所助教．博士

Ohtani, M., Kame, N. and Nakatani, M. 2019b. Synchro-（理学）

nization of megathrust earthquakes to periodic slow

略歴slip events in a single-degree-of-freedom spring-

学院理学研究科地球惑星科学専攻地球物

slider model. Sci. Rep., 9, 1-9.

理学分野博士課程修了．産業技術総合研究所（研究員）

Radiguet, M., Perfettini, H., Cotte, N., Gualandi, A.,
Valette, B., Kostoglodov, V. and Campillo, M. 2016.

26 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

京都大学理学部卒業．京都大学大を経て 2019 年より現職
研究分野

地震学，震源物理

振興会本部の地震観測網（AN-net, AS-net, AK-net, AG-net, 宮城・福島観測網）
公益財団法人地震予知総合研究振興会本部でに配置されている．観測点の分布を図 1 に示

は，以前から東北大学や鹿児島大学との共同研す．得られた観測データは，2014 年 9 月に締究で大学の観測点として地震観測点を持ち，長結された「地震に関する観測データの流通，保期にわたり観測を行ってきたが，新規に 2009

存及び公開についての協定」（以下協定書）に年度から宮城・福島地区に 6 観測点，長岡地区

従って関係機関に送られている．観測点の一部

1）に 40 観測点（AN-net）
を整備し，振興会本は 2017 年 12 月から気象庁の一元化処理震源の部で運用を始めた．2011 年の東北地方太平洋観測点として使われており，2022 年 4 月現在，

沖地震で福島県大熊町の観測点が帰宅困難地域

図 1 の赤丸に示す 46 観測点の速度計の読み取内に入り休止観測点となったが，2013 年から

り値が気象庁のカタログに載っている．

2014 年度にかけて青森北部から函館地区に 36
2）観測点（AS-net） ，2018 年度に薩摩川内地区
3）2022 年 4 月現在の各地区の観測点の状況，
設置されている機器の仕様および公開開始日等に 15 観 測 点（AK-net） ，2019 年 度 に 九 州 北を表 1 に示す．それぞれの観測網内ごとの設置

4）
部地区に 23 観測点（AG-net）
が展開され，

機器は統一されているが，構築された時期およ

2022 年 4 月現在，全部で 119 点の観測網を運び調査対象の差異により，観測網間では仕様が用している．これらの観測網は周辺域の微小地違う機器が入っている．なお，全観測網におい震の観測を行うために地中の速度計を中心に構て速度計および加速度計はすべて 100 Hz で収成され，既存の他機関の観測点を補完するよう録されているが，九州の 2 観測網に入っている

表 1

公益財団法人地震予知総合研究振興会本部観測網の機器仕様

観測網

宮城・福島
観測網

長岡観測網
（AN-net）

下北観測網（AS-net）

川内観測網（AK-net）

玄海観測網（AG-net）

観測点数

5 観測点

40 観測点

36 観測点

15 観測点

23 観測点

一元化点

5 観測点

4 観測点

20 観測点

5 観測点

12 観測点

光回線

5 観測点

40 観測点

32 観測点

5 観測点

12 観測点

地中

地中および地表

地中

地表

地表

加速度
センサー

航空電子
JA-40GA（MAX 4G）

航空電子
JA-40GA（MAX 4G）

航空電子
JA-40GA（MAX 2G）

Nanometrics
Titan

Nanometrics
Titan

計測
ロガー

計測技研
HKS-9200

計測技研
HKS-9200

白山工業
LS-7000XT

計測技研
HKS-9300

計測技研
HKS-9300

Lennarts
LE-3Dlite
MkIII

Lennarts
LE-3Dlite
MkIII

Nanometrics
Trillium
Compact 120s

Nanometrics
Trillium
Compact 120s

2018/04/01

2019/04/01

その他
センサー

Lennarts
LE-3Dlite
MkII

公開開始

2010/11/01

Lennarts
LE-3Dlite
MkII
Trimble NetR5（20 点）
2010/11/01

Lennarts
LE-3Dlite
MkII

2014/09/30

振興会本部の地震観測網（AN-net, AS-net, AK-net, AG-net, 宮城・福島観測網）── 27

図 12022 年 4 月現在，協定書でデータが流通している（公財）地震予知総合研究振興会本部の観測点分布．
赤丸は一元化処理震源の読み取りに使用されている観測点

広帯域地震計は 20 Hz で収録されている．各観全国に流通されている．全国流通しているデー

測点への通信は光回線を基本としているが，光タに関しては防災科研の Web ページからデータ回線が引けない場合は携帯回線経由でデータををダウンロードできるようになっているが，全送信している．各観測点のデータはいったん振国流通していない観測点のデータに関しても振興会本部に集約された後に速度計のデータおよ興会本部まで連絡していただければ使用するこび一部の加速度計のデータは東大地震研経由でとができるので，有効に活用していただきたい．

28 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

3） 中元真美・澤田義博・笠原敬司・パナヨトプ
ロス ヤニス・関根秀太郎，2018，南九州川内地

参考文献

域周辺における高密度地震観測網（AK-net）の1） 関根秀太郎・澤田義博・佐々木俊二・阿部信
太郎・田澤芳博・土方勝一郎・西村功・植竹富一，2010，長岡平野西縁断層帯における微小地震観測網の構築，日本地震学会秋季大会講演

予稿集 ，D11-08.
2） 関根秀太郎・澤田義博・笠原敬司・佐々木俊
二・田澤芳博・矢島浩，2014，下北半島周辺

における微小地震観測網の構築，「日本地球惑星構築，日本地震学会秋季大会講演予稿集 ，S02P01.
4） 中元真美・澤田義博・笠原敬司・パナヨトプ
ロス ヤニス・関根秀太郎・阿部信太郎，2019，九州北西部陸域から玄界灘周辺における高密度
地震観測網（AG-net）の構築，日本地震学会秋季大会講演予稿集 ，S02P-06.

関根秀太郎（地震予知総合研究振興会）

科学連合 2014 年大会講演予稿集 」，STT57-P09.

振興会本部の地震観測網（AN-net, AS-net, AK-net, AG-net, 宮城・福島観測網）── 29

IPFx 法（拡張 IPF 法）による緊急地震速報の高度化
山田真澄も展開できる可能性がある．
1． は じ め になお，3 章と 4 章はきわめてテクニカルな内容のため，専門外の読者はこの 2 章は飛ばしてくだ

緊急地震速報は，地震波形データを迅速に解析

さい．

し，強い揺れが届く前に地震の発生を知らせる警報システムである．気象庁は，2016 年に新しい

2． IPFx 法（拡張 IPF 法）と IPF 法の違い

震源解析手法を緊急地震速報に導入した．この手法は IPF（Integrated Particle Filter）法と呼ば

IPFx 法は，IPF 法を改良し，さまざまな地震

れ，同時に複数の地震が発生したときに P 相を観測網にも容易に適用できるように拡張した手法

分離する機能を備えている（溜渕ほか，2014 ;である．IPFx 法は単点プロセスとネットワーク

Liu and Yamada, 2014 ; Wu et al., 2015）．この手プロセスの 2 つのステップに分かれている（図法の導入により，複数の地震が同時に発生したと

1）．単点プロセスではトリガ検知のほか，振幅情

きにうまく分離することができるようになり，

報やリアルタイム震度といった観測点ごとの特徴

2011 年東北地方太平洋沖地震以降問題となって量を計算する．ネットワークプロセスでは単点プ

いた地震多発時の震源決定精度が大きく向上した．

ロセスの情報を利用して震源推定を行う．

現在の IPF 法は，各観測点で計算されたトリ

IPF 法と IPFx 法の主な違いは，単点プロセス

ガ情報を入力として使用するため，トリガ情報をを観測点で行うか，中枢サーバで行うかという点サイトで計算できる気象庁の地震観測網のみを使である（図 1）．IPF 法は既存の気象庁観測網を用している．しかしながら，リアルタイムのデー

利用しているため，観測点ごとにトリガ情報を計

タを利用できる防災科学技術研究所の Hi-net 観

算し，圧縮された情報を中枢サーバへ送ってい測網は使用されていない．観測網を統合して利用る．これに対し，IPFx 法は連続波形から中枢サーすることができれば，より早く地震を検知し，震バでトリガ情報を計算する．中枢サーバで計算す

源決定の精度を向上させることができると考えらるメリットは，入力が連続波形となるので，他のれる（山田ほか，2014）．本稿では，IPF 法を他

多くの観測網に適用可能なことである．また，トの地震観測網にも適用できるように拡張した

リガ方法を容易に変更できるので，観測網ごとに

IPFx 法（拡張 IPF 法）を紹介する．

最適化されたトリガ情報を計算することができる．

IPFx（Extended Integrated Particle Filter）

現行の IPF 法は，誤トリガを減らすため，や法は，地震波形を 2 段階で処理する．第 1 段階

や高めの閾値でトリガ検知を行い，一点検知した（単点プロセス）では，連続波形から P 波到達時

らすぐにイベント検出として震源推定を開始する

刻と振幅の情報を抽出する．第 2 段階（ネット（溜渕ほか，2014）．一方，IPFx 法は P 波をなる

ワークプロセス）では，複数の観測点からの情報

べく見逃さないためにトリガレベルを下げて信号を蓄積し，ベイズ推定に基づいて進行中の地震のへの感度を高くしている．その代わり，近傍の観場所と大きさを推定する．IPFx 法は，連続波形

測点で形成されるトリガグループを導入し，グを入力とするので，多くの地震観測網に適用可能

ループ内で複数観測点が同時にトリガした場合にであり，日本国内だけでなく海外の地震観測網にのみイベント検出を行い，ノイズでイベント検出30 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

されるのを防いでいる．
3． IPFx 法-STEP 1：単点プロセス

IPFx 法はネットワークプロセスにも改良を加えている．震源決定の計算コストを減らすため，
最初にトリガされた観測点の周辺の観測点で形成

本節では観測点ごとに処理を行う単点プロセス

される震源推定グループを定義しておき，グルーの処理方法を詳細に説明する．

プ内の観測点のみを震源決定に使用する．また，

3．1

データ入力

イベントを保留地震，進行中地震，収束地震の 3

単点プロセスの入力データには，日本で一般的

つのカテゴリに分け，新しいトリガが検出されたに使われている WIN データを標準出力するプロ

ときには，震源推定グループに従って，どのカテ

グラム shmdump の出力と同じフォーマットを利ゴリの地震に属するかチェックし，震源を更新す用している．他の形式で伝送されるデータやアーる．

カ イ ブ さ れ た デ ー タ も， 同 じ 1 秒 ご と の 出 力
フォーマットで出力すれば単点プロセスのプログ
ラムで処理することができる．
3．2

P 相の検出P 波の検出には，T pd 法を利用する（Hildyard
et al., 2008 ; Hildyard and Rietbrock, 2010）．この手法は，STA/LTA 法と同様に地震波形の短周期成分と長周期成分の比を用いる．この手法の特徴は，比を安定化させるために分母にある定数を足すことにある．この比は，地震波形が到達した
ときに大きく変化する性質を持っており，閾値を
図 1

現行の IPF 法と IPFx 法の違いを表した模式図．現行の IPF 法では地震観測点で波形データからトリガ情報を計算するのに対し，IPFx 法では中枢サーバでトリガ情報を計算する

図 2

設 定 し て P 波 を 検 出 す る．T pd 法 は STA/LTA
法よりも，ノイズレベルと地震波形を区別するのに優れており，同じデータセットでテストした場
合，ターゲットとする地震の P 波をより多く検

ノイズレベルの高い観測点の加速度波形と，STA/LTA および T pd 波形．手動検測と自動検測のP 波到達時刻を縦線で示している．閾値を一定にすると STA/LTA は（b）の波形でノイズを拾ってしまう．（a）東北地方太平洋沖地震の YANAIZ 観測点，（b）東北地方太平洋沖地震の最大前震（2011 年 3 月 9 日）の SASAKA 観測点
IPFx 法（拡張 IPF 法）による緊急地震速報の高度化── 31

出し，誤トリガは少ない特徴があった（図 2，
Yamada and Mori, 2021）．また，P 波到着後比較的少ないサンプルでトリガをかけることが可能であり，P 波到達後 0.15 秒（中央値）で検出することができた．これは，機械学習や赤池情報量基
準（AIC）など，P 波到着前と到着後のデータを両方必要とする手法よりも，より早く P 相を検出できるというメリットがある．また，T pd 法は
1 サンプルごとに帰納的に計算できるので，計算コストが軽いという利点もある．T pd 法を適用する前に，5～10 Hz のバンドパスフィルタをかけて，大地震直後のノイズを取り除いている．
3．3

振幅計算

トリガ情報のほかに，1 秒ごとの 3 成分ベクト
ル和最大加速度，3 成分ベクトル和最大速度，上下動最大速度，3 成分ベクトル和変位（6 秒フィルタ済），上下動変位（6 秒フィルタ済），リアル
タイム震度（㓛刀ほか，2013）を計算している．
このうち，上下動最大速度は震源決定に，それ以外の振幅値は主にマグニチュードの計算に利用し
ている．
3．4

遠地フラグ

遠地地震は震源に対して観測点分布が極端に一方向に偏っているので震源決定することがむずか
しく，誤報を生み出す原因となりやすい．そこで，遠地地震と近地地震を区別するため，遠地フラグ
を 利 用 す る（Kuyuk et al., 2014 ; Chung et al.,2019）．毎秒ごとに 0.375～0.75 Hz の上下動最大

図 3

速度と 6～12 Hz の上下動最大速度を計算し，長観測点グループの概念図．三角は観測点で，多角形はボロノイセルを示す．（a）トリガ
グループ，（b）震源推定グループ

周期成分が大きければ当該観測点の遠地フラグをON にする．
3．5

データ出力

4． IPFx 法-STEP 2：ネットワークプロセス

上で計算された P 相，振幅情報，遠地フラグの他に，観測点の死活情報，パケットロス，観測

本節では地震イベント検出から収束あるいは削点でのデータ記録時刻（タイムスタンプ），サー

除までの流れを詳細に説明する．

バ で の デ ー タ 受 信 時 刻 を 1 秒 ご と に TCP

4．1（Transmission Control Protocol）で次のプロセスへ送信する．

データ入力

STEP 1 の単点プロセスで計算されたトリガ情報を TCP で受信する．1 秒ごとに複数の観測点のトリガ情報をまとめて処理する．トリガ情報
は，事前に定義された震源推定グループに従って，どの地震に属するかチェックし，震源推定に

32 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

参加する．
4．2

地震イベント検出

急地震速報発表の基準となる．
震源推定グループ（EstGroup）は，震源推定

ノイズによる誤った地震イベント検出を防ぐたに利用する観測点のグループである．震源推定グ

め，イベント検出には近接した観測点グループ内

ループには，近傍の 50 観測点を選択した．観測で複数のトリガを必要とする．この観測点グルー点の選択方法は，第一トリガ観測点から近い順に

プをトリガグループ（TrigGroup）と呼ぶ．IPFx

20 点，次に，第一トリガ観測点のボロノイセル

法では，既存のいずれの地震イベントにも属さなの中心から近い順に 20 点，残りの 10 点は観測点

い新しいトリガは保留地震に分類される．

分布の方位角が広くカバーされるように選んでい「保留地震（Pending EQ：EQp）」は，地震のる（図 3（b））．震源推定グループをあまりにも可能性があるが，まだ地震とは確定していないイ

広く取りすぎると，ノイズや複数地震が混入した

ベントを指す．1 つ目のトリガが観測された後，ときに震源位置を誤ってしまう．一方で，方位角そのトリガグループの中で合計 3 個（観測点密度のカバレージが悪いと，震源に対して観測点が一が低い場合は 2 個）のトリガが観測された場合に方向に偏ってしまい，震源推定の精度が悪くな

は，保留地震は進行中地震となり，震源推定が開る．このトレードオフを解決するために試行錯誤始される．保留地震はいつまでも新規トリガを待を繰り返し，最適なパラメータを調整した．

つわけではない．最初のトリガが観測された後，

4．4

地震イベントの収束

トリガグループ内のすべての観測点の P 波通過

進行中地震の震源推定が収束して変化がなく

時刻を経過しても新規トリガがない場合には，保なったときには，震源推定を終了し収束地震とな留地震はノイズとみなされ削除される．

る．収束地震は，震源推定は行わないが，新しいトリガグループには，半径 30 km 以内のすべ

トリガ情報がきたときに，収束地震で説明できるての観測点と，半径 50 km 以内でボロノイセル

かどうかのチェックに利用される．

（平面をどの点に最も近いかという関係で分割し「収束地震（Converged EQ：EQc）」は，震源た領域）が隣接する観測点を含んでいる（図 3

推定は収束したが，まだ新しいトリガを生み出す（a））．トリガグループ内の観測点の数は，観測点

可能性のある地震イベントである．進行中地震の密度によって異なる．観測網のノイズレベルが高推定震源が 5 秒間変化しなかったとき，かつ破壊い場合には，トリガグループ内の観測点の数を減が終了するのに十分な時間経過したとき（たとえらすとイベント検出の条件が厳しくなる．

ば，M5 以下の地震では 30 秒間）に進行中地震

4．3

は収束地震となる．進行中地震が収束地震になっ

地震イベントの震源推定

トリガグループの中で複数のトリガが検知されたときには，もう震源推定は行われないので，現た場合には，保留地震は進行中地震となる．計算

在のシステムではカタログとしてファイルに出力負荷を減らすため，震源推定には最初にトリガさしている．さらに時間が経過して地震波が全国にれた観測点の震源推定グループ内の観測点のみ利到達し新しいトリガを生み出す可能性がなくなっ用する．

たとき（たとえば，M3 以下の地震では 5 分間）「進行中地震（Ongoing EQ：EQ）」とは，震源には，収束地震は削除される．

推定を行う地震イベントである．震源推定は，地4．5

地震イベントのキャンセル

震イベントが収束するか，キャンセル条件を満た

地震イベントの作成には複数のトリガを必要として削除されるまで毎秒行われる．震源推定にしているが，まれに複数のノイズが同時に発生しは，P 波到達時刻と P 波到達後 5 秒間の上下動最たり，非常に小さな地震で数点しかトリガしな

大速度が用いられる．震源推定の方法は IPF 法

かったりする場合がある．進行中地震の精度を確と同様なのでここでは割愛する（溜渕ほか，2014 ;

認するための観測点グループをキャンセルグルー

Wu et al., 2015）．進行中地震の最大予測震度が緊

プとよび，第一トリガ観測点から近い順に 20 点
IPFx 法（拡張 IPF 法）による緊急地震速報の高度化── 33

図 4

IPFx 法のネットワークプロセスで新しいトリガ情報（NetTrig）を処理する流れ．S1-A1 などの記号は図 5 の疑似プログラムの Stage と Action の番号に対応する．角丸枠内の丸印の数字はイ
ベント番号を示すとする．

としてファイルに出力している．ファイルには，キャンセルグループ内のトリガが 10 点未満

毎秒ごとの観測点のトリガ情報や振幅，震源推定

だった場合，あるいは P 波到達時刻の RMS が 4の情報などを詳細に出力している．これらの情報σ以上だった場合には，この進行中地震は不適切

は主にバグチェックとプログラムの改良に使用さであるとみなして地震イベントを削除する．削除れている．

されたイベントはカタログからは取り除かれる

4．8

が，削除する前に緊急地震速報の閾値を超えてしまった場合には，警報は発表される．地震イベン
トをキャンセルする目的は，主に地震カタログをネットワークプロセスの流れ

ネットワークプロセスのフローチャートを図 4に，疑似プログラムを図 5 に示す．
新しいトリガが検知された場合には，P 相が既整理するためである．

存の進行中地震で説明できるかどうかチェックす4．6

る．説明できる場合（P 波振幅と P 波到達時刻が遠地地震対応遠地地震は時に内陸部の観測点をトリガするこ

理論値の 3.5 σ以内）には，震源推定グループとがある．遠地地震の地震波はほぼ鉛直に入射す（EstGroup）に含まれているかどうか確認する．

るので，正確に震源決定を行うことはむずかし

含まれているときには，震源推定に参加し（S1-い．遠地地震による誤った警報発表を防ぐため，

A1，図 5 の Stage と Action の番号），含まれて遠地フラグがキャンセルグループ内の観測点の半いないときには削除される（S2-A1）．

分以上たっているとき，かつ最大観測震度が 0 以

新規トリガが進行中地震で説明できない場合に下の場合にはこの地震を遠地地震とみなして緊急は，P 相が収束地震で説明できるかどうかチェッ

地震速報の対象としない．

クする．説明できる場合には，削除される（S2-

4．7

A2）．

データ出力

進行中地震が収束地震になったときには，震源

新規トリガが進行中地震でも収束地震でも説明情報の更新はこれ以上行われないので，カタログ

できない場合には，既存の保留地震のトリガグ

34 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

図 5 IPFx 法のネットワークプロセスの疑似プログラム

図 6 IPFx 法のプログラムの構造

ループに含まれているかチェックする（S3-A1）．

る．この P 相のグルーピング（Phase association）

トリガグループに含まれている場合には，保留地が複数地震を分離する鍵となる．

震に吸収され，地震イベント作成条件を満たした
ときには保留地震は進行中地震となる（S3-A2）．

5． プログラムの構造

イベント作成条件を満たさない場合には，さらに新しいトリガが発生するのを待つ．新規トリガがIPFx 法のプログラムの入出力構造を図 6 に示既存の保留地震のトリガグループに含まれていな

す．IPFx 法は，単点プロセスのプログラムと，いときには，新しい保留地震を作成する（S4-A1）．

ネットワークプロセスのプログラムの 2 つから成以上のように，新規トリガは進行中地震や収束り立っている．

地震に吸収・削除されるか，保留地震として近傍

単点プロセスの入力には，日本で一般的に使わ観測点のトリガが到着するのを待つ．このようれている WIN データを標準出力するプログラムに，新規トリガは保留地震，進行中地震，収束地

shmdump の出力と同じフォーマットを利用して震の 3 つのカテゴリのどれかに所属することにないる．観測点から送信される WIN パケットのIPFx 法（拡張 IPF 法）による緊急地震速報の高度化── 35

データを WIN system に入っている recvt という報基準を超えないやや小さめの地震で震源決定がプログラムで受け，共有メモリに書きこむ．共有

うまくいかず，結果的に過大な予測をして不適切メモリから shmdump を利用してデータを読み出な緊急地震速報を発表する事例があった（たとえし，パイプラインを使って単点プロセスに受け渡ば，2020 年 7 月 30 日の鳥島沖の地震など）．図 8

す．単点プロセスとネットワークプロセスの間はには，この鳥島沖の地震の IPFx 法の解析結果を

TCP を利用してデータ通信を行う．ネットワー

示している．気象庁の緊急地震速報では震源をクプロセスの出力（地震カタログ）は CSV ファ

400 km ほど誤って推定し過大なマグニチュード

イルに書き込まれ，Matlab を使って図化を行っとなったが，IPFx 法では精度よく規模と場所をている．

推定することができた．したがって，緊急地震速報の不適切な発表を回避するためには，やや小さ
6． IPFx 法の精度評価

めの地震も精度よく決定することが大切である．

Yamada et al.（2021）では，2020 年の 10 カ月

大幅に改善された．IPFx 法は，複数の観測網を間にオンライン試験を行い，IPFx 法の精度検証

統合して処理しているため，結果的に観測点密度を行った．図 7 は，気象庁の緊急地震速報と，があがり，地震検知までの時間が早くなるのは当

IPFx 法の震源誤差，マグニチュードの誤差，最然の結果である．図 9 に示すように，第一報発表

大予測震度の誤差を示している．震度 3 以上を観までの時間は平均 5 秒早くなった．

また，IPFx 法によって地震検知までの時間も測した中規模の地震に関しては，気象庁の緊急地
震速報の震源推定とほぼ同等の結果を得ることが

7． IPFx 法の課題と今後できた．
IPFx 法によって大きく改善した点は，より規

IPFx 法は，日本のように高密度に観測点があ模の小さい地震を精度よく検知できるようになっり，ノイズレベルが非常に低く高品質なデータをたことである．IPFx 法では，気象庁の一元化震観測できる場合に特に有効な手法である．IPFx

源カタログと比較して，マグニチュード 3 以上の法にかぎらず他の多くの震源決定手法に当てはま

ほぼすべての地震を検知することができた．このることであるが，ノイズが多い地震観測網では震ようなやや小さい地震は一見緊急地震速報とは関源決定の精度が低下する．特に，第一トリガ観測

係がなさそうに見えるが，実は緊急地震速報の精点がノイズによってトリガされ，周辺で実際に小度向上に大きく関わっている．現在の緊急地震速地震が発生した場合には，P 波とノイズの組み合報では，警報発表基準を超える大きな地震はほぼわせによって震源決定が行われてしまう．また，見逃しなく検知することができる．ところが，警第一トリガ観測点が実際には震源の最近傍ではな

図 7

気象庁の緊急地震速報（JMAeew）と IPFx 法の（a）震源誤差，（b）マグニチュードの誤差，（c）最大予測震度の誤差

36 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

図 82020 年 7 月の鳥島沖の地震の震源推定．（a）水色の星印が推定された震源の位置を示し，青色の星印が実際の震源の位置を示しており，うまく推定できていることが分かる．丸印の色は震源の確からしさを示し，三角は観測点の位置を示す（黒色と灰色は震源推定に参加した観測点，黒
色はトリガあり，灰色は未トリガ．白色はそれ以外の全観測点）．（b）最終的な震源と推定された震源の距離，（c）推定されたマグニチュード，（d）推定された最大震度．赤丸はカタログの値

体的には，トリガの閾値をあげたり地震イベントを作る条件を厳しくするなどして，ノイズによって地震イベントが作られにくいように調整している．また，震源推定グループに属する観測点数を減らして，遠方の観測点のノイズが加わるリスクを減らしている．また，複数観測点で処理することが前提なので，島嶼部などの完全に独立した観測点は震源推定から取り除いたりしている．この
図 92020 年 1～10 月に発生した震度 3 以上の地震について，気象庁の緊急地震速報と IPFx 法の速報発表時刻の比較．ほとんどの地震でIPFx 法のほうが早く速報を発表できている

ように，他の観測網に適用する際には，データの品質に合わせてパラメータを調整している．
今後の課題として，ノイズが混入したときに識別できるような仕組みを導入したいと考えていかった場合にも震源決定の精度は低下する．特る．波動伝播と比較して整合的でないデータを検に，遠地地震や深発地震などで震源近傍の観測点

知できれば，震源決定の精度を向上できると考えがトリガせず内陸の観測点がトリガした場合，正ている．

確な震源決定は非常に困難である．遠地地震や深発地震ではほとんど緊急地震速報を発表しないの

8． ま

と

め

で，これらのイベントは遠地フラグで区別している．

本 稿 で は， 新 し く 開 発 し た 震 源 決 定 手 法，

IPFx 法は連続波形記録を入力として使用する

IPFx 法（ 拡 張 IPF 法 ） に つ い て 詳 細 に 解 説 をので，他の地震観測網にも利用することができ行った．IPFx 法は，IPF 法を改良してさまざまる．現在，海外の地震観測網に IPFx 法を適用しな地震観測網に容易に適用できるように拡張したて試験を行っている．これらのデータは日本の地手法であり，IPF 法のユニバーサル版である．特

震観測網よりもノイズが含まれていることが多に，複数の地震が同時に発生したときに P 相をい．そのため，いくつかの工夫を行っている．具分離して震源を決めるのに優れている．また，イIPFx 法（拡張 IPF 法）による緊急地震速報の高度化── 37

ベント検出に複数トリガを導入したりトリガ閾値

る近似フィルタの改良．地震第 2 輯 ，65，223-230.

を調整することにより，ノイズに強く，より小さ

Kuyuk, H.S., Allen, R.M., Brown, H., Hellweg, M.,

い地震まで精度よく震源決定ができるようになった．この手法は，計算負荷を軽くするように工夫されており，一般的な計算機でも 3,000 チャンネ

Henson, I. and Neuhauser, D. 2014. Designing a
network-based earthquake early warning algorithm
for California: Elarms-2. Bull. Seismol. Soc. Am.,
104, 162-173.

ル以上のデータをデータ長より短い時間（1 秒のLiu, A. and Yamada, M. 2014. Bayesian approach for

データを処理するのに 1 秒以下）で処理できる．

identification 451 of multiple events in an early

新しく開発した IPFx 法は，さまざまな地震観

warning system. Bull. Seismol. Soc. Am., 104, 1111-

測網のデータに適用することができるので，日本の地震観測網だけでなく海外の地震観測網にも利用することができる．緊急地震速報は世界の地震大国で注目が高まっており，日本のシステムを海外へ展開させる可能性を秘めている．

1121.
溜渕功史・山田真澄・Wu, S．2014．緊急地震速報のための同時多発地震を識別する震源推定手法．地震第2 輯 ，67，41-55.
Wu, S., Yamada, M., Tamaribuchi, K. and Beck, J. 2015.
Multi-events earthquake early warning algorithm
using a Bayesian approach. Geophys. J. Intern., 200,
791-808.

謝辞
IPFx 法の開発には，気象研究所の溜渕功史博士および統計数理研究所の Stephen Wu 博士に多大なご協力をいただきました．また気象庁および防災科学技術研究所の地震波形データを利用させていただきました．記して謝意を表します．

Yamada, M. and Mori, J. 2021. P-wave picking for earthquake early warning: refinement of a T pd method.
Geophys. J. Intern., 228, 387-395.
山田真澄・溜渕功史・Wu, S．2014．高精度・高速の緊
急地震速報を目指して─気象庁観測網と Hi-net の統合処理─．日本地震工学会論文集 ，14，21-34.
Yamada, M., Tamaribuchi, K. and Wu, S. 2021. IPFx:

参考文献
Chung, A. I., Henson, I. and Allen, R.M. 2019. Optimizing earthquake early warning performance: Elarms-3.

extended integrated particle filter method forachieving high-performance earthquake early
warning system. Bull. Seismol. Soc. Am., 111, 12631272.

Seismol. Res. Lett., 90, 727-743.
Hildyard, M.W., Nippress, S.E. and Rietbrock, A. 2008.
Event detection and phase picking using a timedomain estimate of predominate period T pd. Bull.
Seismol. Soc. Am., 98, 3025-3032.
Hildyard, M.W. and Rietbrock, A. 2010. T pd, a damped
predominant period function with improvements for
magnitude estimation. Bull. Seismol. Soc. Am., 100,684-698.
㓛刀 卓・青井 真・中村洋光・鈴木 亘・森川信之・
藤原広行．2013．震度のリアルタイム演算に用いられ38 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

山田真澄
［やまだ

ますみ］

現職

京都大学防災研究所 助教

略歴2007 年米国カリフォルニア工科大学 Ph.D. 課程修了．京都大学次世代開拓研究ユニット助教を経て 2011 年より現職
研究分野

地震学，地震工学

観測地震学から地震防災学への橋渡し
平田直に師事し，修士課程では複素関数論と数値計算に

1． は じ め に基づいて理論地震記象を計算する研究を行った．
当時の研究室には，理論的な研究を行う研究者

日本は，これまで繰り返し，地震，火山噴火，と，陸上や海底で観測を行う研究者とが，理論，

台風などによる大きな災害にみまわれ，そのたび観測，実験の手法の違いを超えて活発に議論するに，法的な体系やそれに基づく行政的な制度など気風があふれていた．筆者は，博士課程に進学しが 整 え ら れ て き た． 筆 者 が 大 学 院 に 進 学 し た

た後は，海底地震観測による研究を行った．

1978 年は，当時は気が付いていなかったが，今2．1

から考えると大きな節目を迎えた年であった．

観測点のない場所での観測：海域での観測

当時の研究室では，浅田敏先生，金沢敏彦先この 1978 年に，東海地震の予知を前提とした生，北海道大学の島村英紀先生が精力的に海底で大規模地震対策特別措置法（以下，大震法）とその観測を進め，海底地震観測の黎明期ともいえる

れに関連する諸制度が制定された．まだ発生して状況であった．海底地震観測は，当時，ロープ係

いない災害に対応するための枠組みとして，他に留式 海 底 地 震 計（Tethered Type Ocean Bottom

例を見ないものであった．この制度は，2017 年 9Seismograph，以下 T-OBS）から，自由落下・自月 26 日に中央防災会議の専門調査会「防災対策己浮上式海底地震計（Pop-up Type OBS，以下実行会議」の「南海トラフ沿いの地震観測・評価

P-OBS）へと転換する時期であった．言うまでもに基づく防災対応検討ワーキンググループ」が新なく日本は，多くの地震が日本海溝付近などの海

1）

しい防災対応のあり方についての報告書 をまと域で発生していたが，海域での地震観測は非常にめ，それを受けて当面の国の方針が示され，大き限られていた．当時，浅田

2）

敏先生はよく，「だく変更された ．筆者は，このワーキンググルー

れも人のいない山の中で高感度の地震観測を 3 カプの主査として，内閣府特命担当大臣（防災）に

月頑張れば，立派な論文が書ける」と学生に話さ報告書を手交した．

れていたが，だれも観測をしたことのない場所で小論では，個人的な経験に基づいて，観測地震

観測して新しいデータをとることで新発見のでき学から研究を始めた地震研究者が地震防災に関る時代であった．海底での地震観測は，まさにこわった経緯と意義について考えてみる．

の「だれも観測したことのない場所」であった．
初代の T-OBS は，地震計と記録装置を入れた

2． 観測地震学：地震の研究手法

耐圧容器を錨（アンカー）で海底に引っ掛けて海面の浮き（ブイ）とロープでつなぐ（ロープ係留

自然科学の研究には，大きく分けて理論的な研システム）方式であったために，たとえば水深

究と実験的な研究がある．地震学では，さらに，6,000 m の深海底に地震計を設置するためには観測に基づく研究が重要である．

9,000 m の係留ロープが必要で，ロープは観測船

筆者は，大学院で浅田敏先生，佐藤良輔先生の甲板にうずたかく積まれていた．このロープを

観測地震学から地震防災学への橋渡し── 39

全部海底に沈めるには，夜半に始めて朝までかか

日本海や南シナ海などと変わり，地震活動だけでる．また，荒天時にはブイが流されて，走錨したはなく，地殻構造の研究によってテクトニクスのり，ロープが破断したりすることで，地震計が喪研究を進めた．日本海の西側にある日本海盆は失してしまう危険性もあった．その後，P-OBS「海」，真ん中の大和堆は「陸」，東側の大和海盆が開発されて，観測時には装置がすべて海底にあは「厚くなった海」というのが，筆者たちの解釈るため観測期間中は天候に左右されることがなくであった．

なった．さらに，P-OBS は時限（タイマー）式

2．2

より広い範囲での観測の浮上装置がついていて，あらかじめ設定した日

その後，1993 年に東京大学地震研究所（以下，時・時刻になると，装置が海面に浮上する．設置地震研）に移ってからは，陸上での観測研究を行は，船から海面に静かにおろして海底へ自由落下

うこととなった．最初の大きな出来事は 1995 年

させ，回収時には浮上した装置（ガラスや金属の兵庫県南部地震（M7.3）の発生である．筆者た

耐圧容器）を船上に回収するので，T-OBS に比ちは，全国の多くの地震研究者とともに，この地

べて遥かに短時間で効率的に観測できるように

震の余震観測を行った4）．余震は，本震の震源断なった．これらの観測方法の革新は主として金沢層の形状（長さ，幅，傾斜）を推定するために基敏彦先生たちが行ったわけで，筆者は，その装置

本的な情報であったので，本震発生後なるべく早を観測に使わせていただく恩恵を受けた．ただい時期に観測する必要があった．さらに，余震のし，当時の P-OBS の最大の弱点は，あらかじめ

時空間分布を精度よく求めることは，震源域で進設定された回収時刻に荒天となると，船で P-OBS

行する応力の再配分を理解するために必要であっを回収することができなくなることであった．現た．さらに，余震活動をモニターすることで，大在では，タイマー式ではなく，船上からの音響呼余震の発生を予測できれば防災上も役に立つ．

び出し式の P-OBS が開発されて，観測機器を失当時は，ちょうどインターネット技術（IP）がうことがほとんどなくなった．筆者が学生のころ地震学に応用され始めた時期で，地震研の卜部は 10 台から 20 台の OBS を使った研究であった卓さんの先進的な技術によって，全国の大学の地が，現在では 100 台を用いた観測が行われるよう

震観測データをリアルタイムで交換する仕組みがになってきた．

できつつあった．筆者たちは，この技術を使って，このような困難な観測によって得られたデータ

京都大学防災研の観測網，地震研和歌山観測網，から有用な情報をできるだけ多く得る必要があっ

それに，震源域に展開された臨時観測点のデータ

た．当時は，日本海溝付近で微小地震が発生するを統合して，データを東京の地震研と宇治の防災ことは知られていたが，陸上の観測データから研で解析できる体制を作った（図 1）．この定常は，その分布，特に地震の深さを精度よく求める観測網と臨時観測網を IP 接続して 1 つの観測網ことがむずかしかった．海底地震計を用いて海溝とするという手法は，その後の余震観測や，合同付近で観測すれば，震源の深さも精度よく求める観測の標準的な手法となった．1996 年には，衛ことができる．当時はあまり地震学では用いられ星通信による地震観測テレメータシステムが開発ていなかったベイズ法を用いた震源決定のアルゴ

され，全国約 700 観測点分のデータが衛星経由で

3）

リズム を開発して精度を上げた．筆者の博士研集配信された5）．この仕組みにより，大学の地震

究では，このような発想で日本海溝付近の微小地観測網が固定電話回線から解放され，柔軟かつ経震活動を調べ，日本海溝付近の微小地震は従来陸済的にデータを集配信できるようになった．現在

上の観測網データから考えられていたよりずっとでは，光ケーブルを用いた地上インターネット網

浅いことが分かった．その後，研究対象の海域はが整備されたため，衛星通信は一部の遠隔観測点

40 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

図 11995 年兵庫県南部地震の余震観測の概要

や臨時観測点で用いられるだけになった．
筆者は，IP 技術や新しいテレメータ装置を開発することには直接貢献できなかったが，周辺にそのような能力を持った研究者がいたことがたい
へん幸いした．阪神・淡路大震災後に，国立研究開発法人防災科学技術研究所（防災科研）によって整備された高感度地震観測網（Hi-net）と，大学の観測網，気象庁の観測網は，基本的には，この余震観測で用いられたデータ統合の仕組みを発展させた形態でデータを流通させている．この仕組みで重要な win システムは，タイムスタンプ

図 2大学，防災科研，気象庁の役割（時刻情報）付きのパケットデータの送信という，ために，観測点密度を上げることが本質的に重要

今では当然の考え方を卜部さんが独自に開発してであった．大学院で研究を始めたころには，観測実装した点に先進性がある．Win フォーマット

点の数は数台から数 10 台であった．しかし，物は，日本の地震連続データフォーマットの標準と理探査などで用いられている探鉱器では数百からなっている．この，日本全国の研究者がどこから数千チャネルの観測機器が用いられて，高い空間でも日本中の観測データをリアルタイムで利用で分解能で地下のイメージングを行っている．当時

きるシステムは，世界的にも日本独自の優れた観から，地震研究の観測でもそのような多大チャネ

測・データ流通システムである（図 2）．

ルでの観測が行われるべきであると考えていた．

2．3

新しい空間密度：たくさんのセンサー

そのためにも，現場で研究者が手作業で「組み立微小地震の研究から始めた筆者にとって，震源て」ていた観測装置を，筆者のような電気・機械

分布の推定（震源決定）と，地震波伝播の速さ分

工作の苦手な研究者でも簡単に使えるように改良

布（いわゆる，地震波速度構造）の研究を進めるする必要があった．当時は，観測現場で半田ごて

観測地震学から地震防災学への橋渡し── 41

で配線する作業を厭わない研究者が多かったが，大学，防災科研，気象庁などが全国に 2,000 を超

筆者はドライバーでネジを閉める作業もしないでえる定常観測点を運用し，さらに大きな地震の後観測ができないものかと思案していた．当時，すには臨時観測点を設置して観測データを取得できで に 海 底 地 震 計 は デ ジ タ ル 化 さ れ， 波 形 がるようになった．そうすると，今度は数 10 テラ

DAT（Digital Audio Tape）に記録されていた．

バイトからペタバイト規模の大規模データ（ビッ

この海底地震計の記録システムをお借りして，陸グデータ）からいかに効率的に有用な情報を収集

上用の観測装置を作ることにした．陸上用の観測できるかという課題が生まれた．地震研の長尾大装置では，すでに GPS の信号を時計として利用

道さん，東京大学大学院情報理工学研究科の駒木6）する技術は開発されていた ので，その考えを採7）

文保さん，東北大学大学院工学研究科の野々村拓用して記録の時刻精度の向上を目指した ．それ

さ ん た ち と JST の 戦 略 的 創 造 研 究 推 進 事 業

以前は，記録装置の時計は，NHK の時報や JJY（CREST）「計測技術と高度情報処理の融合によ（長波の刻時信号）を波形記録と同時に記録してるインテリジェント計測・解析手法の開発と応校正していたが，これがかなりの手間であった．

用」研究領域の課題として，「次世代地震計測と新しく開発された GPS 時計付き地震観測大容量

最先端ベイズ統計学との融合によるインテリジェ

デジタルレコーダは，1995 年兵庫県南部地震のント地震波動解析（2017 年～2022 年度）」を始め

余震観測やその後の構造探査実験で活躍した．当た．この研究では，最先端の情報科学と地震学を時は，GPS 衛星の数が少ないのと，GPS 受信機

融合させる試みを行っている．たとえば，連続波の性能がよくないので，衛星の電波を捕捉して正形記録からノイズに埋もれた地震を自動的に検出

常に時計の同期がとれるのに，場合によっては数する技術を機械学習の手法を取りいれて新しく開10 分 か か る こ と が あ り， た い へ ん 苦 労 し た．

発した11）．地震の自動検出以外にも，地震学の解

1999 年台湾集集地震の直後には，20 台の DAT

析手法に新しい情報科学の成果を活用できる分野

地震計を旅行用トランクと一緒に航空機に積み込はたくさんあり，今後ますます力を入れていくべ

8）

んで台湾に持ち込み，余震観測を行った ．そのき分野である．

後，衛星の数が増え，GPS 受信器の性能がよくなり，さらに，DAT 自体も別の記録媒体に進化

3． 防災地震学し た が，DAT を Data Acquisition Terminal と読み替えて使ってきた．さらに，デジタルデータ

筆者の専門分野は観測地震学であるが，この研の分解能を上げ，記録量を大きくして，全体を小究は結局社会のために役に立つのであろうか？．

型軽量化した装置を開発した9）．この装置は，

1960 年代から始められていた「地震予知研究」

2004 年新潟県中越地震の余震観測のときに，ヘについては，1995 年の阪神・淡路大震災，2011

リコプターで運んで設置することができ，研究に

年東日本大震災の後，改めて，科学と社会との関貢献した．新潟県中越地震では非常に活発な余震係が議論された．地震予知研究は元来地震災害を活動が発生したが，これは，複数の震源断層が引軽減するために始められたが，地震発生機構の理き続き活動したことが，震源分布，地下構造の研解が進むにつれて，かえって地震予知の実現が困

10）究から分かった ．

難であることが認識されてきた．そのため，地震

2．4

予知のための研究は続けつつも，もっと基礎的な情報科学との連携：iSeisBayes

当初は，データの量が不足していたので観測点

地震発生過程や地震発生場の研究に力が移ってを増やすにはどうしたらよいかということが重要いった．筆者の研究はその典型かもしれない．しだった．多くの人たちの努力によって，現在では，

かし，改めて 2 度の大震災を経験して，地震予知

42 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

の研究は本来の「社会のための研究」あるいは

3．2

地震調査研究推進本部「社会の中の研究」との位置づけを鮮明にする必1995 年に兵庫県南部地震が発生し，阪神・淡要があった．これを端的に表現するならば，「災路大震災がもたらされた．この震災を受け，地震

害科学の一環としての地震防災学」の必要性であ

防災対策特別措置法が制定された．地震防災の観る．筆者の研究生活の後半では，多くの部分がそ点からは，全国どこでも起こりうる地震に対応す

うした防災地震学として進められてきた．

るための防災対策を計画的に進めるための法律で3．1

地震予知のための研究ある．これに基づいて，地震調査研究推進本部

1965 年から始められた「地震予知研究計画」（地震本部）とその下の地震調査委員会等が設置

は，その後「地震予知計画」に変更されて，5 カされた．地震調査委員会は定例の委員会を開いて年ごとに計画が改定され，第 7 次計画まで進めら

日本の地震活動の現状を評価し，地震発生の長期

れ て き た．1995 年 阪 神・ 淡 路 大 震 災 を 経 て，評価，全国地震動予測を公表する．さらに，大地1999 年からは「地震予知のための新たな観測研

震後には臨時の委員会を開催して，その地震の評究計画」に変更された．地震予知計画では「長期価と推移の見通しなどを発表する．

予知」と「短期予知」の戦略で進めてきたものを，

筆者は，この委員会に参画して，地震学の知見

新たな計画では，「地震発生に至る準備過程」のの社会への発信に努めてきた．地震現象と災害誘

理解，地震発生サイクルの全過程の理解を進める

因の科学的な理解とその防災的な意味を区別してことで，地震予知を実現させるという戦略に変更

議論し，その結果を発信することが重要である．

された．さらに，東日本大震災後，計画の名称が3．3

南海トラフの地震防災対策「災害の軽減に貢献するための地震火山観測研究

一方，東海地域を含めて南海トラフ巨大地震へ計画」となり，地震予知計画当初に目指した災害の防災対応は，大震法の下に作られていた「地震軽減という旗をもう一度高く掲げた．筆者は，こ防災対策強化地域判定会」（略称，判定会）から，れらの研究計画の策定に関係してきた．特に，現「南海トラフ沿いの地震に関する評価検討会」（略在行われている観測研究計画の策定時には，科学称，評価検討会）に移った．この経緯については，

技術学術審議会および同審議会測地学分科会の委

文献 2）で報告しているので，参照されたい．筆員として参画した．現行の観測研究計画では，（1）

者は，最終時期の判定会時代から，評価検討会に

地震・火山現象の解明のための研究によって現象至る現在まで，会長を務めて，地震防災行政に関の根本的な理解を進め，（2）地震火山噴火の予測わってきた．

のための研究を行い，（3）災害誘因予測と，（4）3．4 「大大特」から，「首都レジ」プロジェクト

地震・火山噴火に対する防災リテラシー向上のた

3．2 と 3．4 については研究というよりは，防災めの研究を進めている．
ここで，災害誘因とは英語では Hazard で，地行政への関わりである．その前提となった研究について一言述べる．

震災害については，強震動，沿岸の高い津波，火この研究は，① 大都市大震災軽減化特別プロ

山噴火による火砕流や火山灰など，「社会に災害ジェクト（略称，2002-2006）の中で，「地震動（強をもたらす可能性のある自然現象」である．地下い揺れ）の予測：大都市圏における地殻構造の調で発生する地震そのものではないことに注意して査研究」，② 首都直下地震防災・減災特別プロいただきたい．地震予知計画では，主として（1）ジェクト（略称，首都直下プロジェクト，2007-と（2）を行ってきたが，（3）と（4）を計画の柱

2011），③ 都市の脆弱性が引き起こす激甚災害のに据えた点が，地震・火山観測研究を社会の中の軽減化プロジェクト（略称，都市災害プロジェク

研究と意識した表れである．

ト，2012-2016），④ 首都圏を中心としたレジリ

観測地震学から地震防災学への橋渡し── 43

図 3 産官学民の連携を目指した「データ利活用協議会（デ活）」の考え方

エンス総合力向上プロジェクト（略称，首都レジをとって研究を進める必要性を切に訴えたい．

プロジェクト，2017-2021）である．① の「大大特」プロジェクトでは，首都圏と近畿圏で大規模な構造探査を行い，特に首都圏下のプレート構造

謝辞
小論の公表の機会を与えていただいた「地震12）の形状が明らかになり ，首都圏の地震被害想定

ジャーナル」編集部に感謝いたします．筆者の研の見直しに貢献したと考えている．②「首都直下究が可能となったのは，本文で名前をあげられな

プロジェクト」と ③ 都市災害プロジェクトで整かった大勢の方々のお世話になった結果である．

備した首都圏地震観測網（MeSO-net）によって

文中，学生時代に直接指導を受けた先生方は「先得られた首都圏の地殻・マントル構造と ① の成生」として，その他は「さん」と記した．失礼を果を合わせて，首都圏で発生する大地震の地震像

ご容赦いただきたい．

の解明に寄与した．フィリピン海プレートの上面
参考文献

深度が，東京湾の北部で従来考えられていたより
約 10 km 浅く，地表の揺れが大きい可能性を指摘した．④ 首都レジプロジェクトでは，従来は

1）中央防災会議 防災対策実行会議 南海トラフ沿い

独立に進めてきた，理学（地震学），工学（耐震の地震観測・評価に基づく防災対応検討ワーキン

工学），社会科学（災害対応学）を統合した学際的な研究を行い，さらに，産業界，行政，NGOなどの民間との連携を進めた．このプロジェクト
では，「データ利活用協議会（略称，デ活）」の運営を行い，災害時と平時での産官学民のデータの利活用の方法を議論するなど，「社会の中の科学」
13）を実践した （図 3）．
4． お わ り に

ググループ．2017．南海トラフ沿いの地震観測・評価に基づく防災対応のあり方について（報告）．
http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/taio_wg/pdf/
h290926honbun.pdf（最終閲覧：2022 年 4 月 26 日）
2）平田直．2018．東海地震予知から南海トラフ巨大地震対策へ．地震ジャーナル ，65，1‑9．
3）Hirata, N. and Matsuʼura, M. 1987. Maximumlikelihood estimation of hypocenter with origin
time eliminated using nonlinear inversion
technique. Phys. Earth Planet. Inter., 47, 50‑61.
4）Hirata, N., Ohmi, S., Sakai, S., Katsumata, K.,
Matsumoto, S., Takanami, T., Yamamoto, A.,

筆者の私的な研究の足跡を追いながら，基礎研

Nishimura, T., Iidaka, T., Urabe, T., Sekine, M.,

究としての観測地震学から，「社会の中の科学」

Ooida, T., Yamazaki, F., Katao, H., Umeda, Y.,

としての防災地震学への橋渡しの試みについて論じた．最後に，「社会の中の科学」を進めるにあたっても，基礎研究と応用・開発研究のバランス

44 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

Nakamura, M., Seto, N., Matsushima, T., Shimizu,
H. and Japanese University Group of the Urgent
Joint Observation for the 1995 Hyogo-ken Nanbu

Earthquake. 1996. Japanese University Group of

detection using a seismic array. J. Geophys. Res.:

the Urgent Joint Observation of Aftershocks of

Solid Earth, 126. https://doi.org/10.1029/2020

the 1995 Hyogo-ken Nanbu Earthquake. J. Phys.

JB020269

Earth, 44, 317-328.

12）Sato, H., Hirata, N., Koketsu, K., Okaya, D., Iwasaki, T.,

5）衛星通信テレメタリンググループ（発表者：卜部Ito, T., Kasahara, K., Ikawa, T., Abe, S., Kawanaka, T.,

卓）．1996．衛星通信による地震観測テレメタリン

Matsubara, M., Kobayashi, R. and Harder, S. 2005.

グシステムの基本設計．日本地震学会講演予稿集 ，Earthquake source fault beneath the Tokyo. Science,

2, 22．

309 (5737), 462-464.

6）森田裕一・浜口博之．1996．火山体構造探査のた

13）Furuya, T. and Hirata, N. 2021. Interdisciplinary

めの高精度小型データロガーの開発．火山 ，41，

and Industry-Academia Collaboration Research for

127-139．

enhancing social resilience to natural disasters in7）篠原雅尚・平田直・松田滋夫．1997．GPS 時計

t h e T o k y o m e t r o p o l i t a n a r e a ─D E K A T S U

付き地震観測用大容量デジタルレコーダ．地震第 2

Activity─. J. Disas Res., 16, 676-683.

輯 ，50，119-124．
8）Hirata, N., Sakai, S., Liaw, Z. S., Tsai, Y. B. and Yu, S.
B. 2000. Aftershock observation of the 1999 Chi-

平田

Chi, Taiwan Earthquake. Bull. Earthq. Res. Inst.,［ひらた75, 33-46.
9）蔵 下 英 司・ 平 田直・ 森 田 裕 一・ 結 城昇．

2006．高機能小型オフラインデータロガーを用いた 高 密 度 地 震 観 測 シ ス テ ム．地 震 第 2 輯 ，59，
107-116．
10）Hirata, N., Sato, H., Sakai, S., Kato, A. andKurashimo, E. 2005. Fault system of the 2004 Mid
Niigata Prefecture Earthquake and its aftershocks.
Landslides, 2, 153-157. doi:10.1007/s10346-0050050-8
11）Yano, K., Shiina, T., Kurata, S., Kato, A., Komaki, F.,
Sakai, S. and Hirata, N. 2021. Graph-partitioning
based convolutional neural network for earthquake

現職

直
なおし］

東京大学名誉教授，中央防災会議

専門委員，地震調査研究推進本部地震調査委員会委員長，南海トラフ沿いの地震に関する評価検討会会長，東京都防災会
議専門委員地震部会長，理学博士
略歴

東京大学理学部卒業，同 大学院博士課程退学，

東京大学理学部助手，千葉大学理学部助教授，東京大学地震研究所助教授，同 教授，同 所長，国立研究開発
法人防災科学技術研究所参与（兼）首都圏レジリエン
ス研究推進センター長を経て現職
研究分野
著書

観測地震学，地殻構造論，地震防災

首都直下地震（岩波書店），巨大地震・巨大津波─

東日本大震災の検証─（分担）（朝倉書店）など

観測地震学から地震防災学への橋渡し── 45

地震発生の確率予測はどのように行われているか
水野浩雄の裁判が行われている．これは幹部 3 人が被告
1． は じ め にで，「彼らに責任あり」とする弁護士らが検事役になって成立している法廷である．現行法規には

東北地方太平洋沖地震（2011 年 3 月 11 日）とこのような制度がある．すでに東京地裁では，幹それが誘起した津波により福島第一原発が損傷

部 3 人に責任はない旨の判決があり，問題は東京し，周囲の地域が放射能に汚染され，多くの住民高裁に持ちこまれている．争点は推本の報告書のが全国各地に避難を余儀なくされた．避難先の県

信頼性にある．

別に原告団を組織して，東電と国に責任の謝罪とまた，福島第一原発事故をめぐり，津波対策を

損害賠償を要求して訴訟を起こしている．それは怠ったために東電に損害をもたらしたとして，東約 30 の法廷にのぼる．その多数ですでに地裁の電の株主 39 人が旧経営陣 5 人に対して東電に 22

判決がでており，その多くは判決を不服として高兆円を支払うよう求めた株主代表訴訟が進行中で裁に上告している．高裁段階で判決がでたものもある．東京地裁で 2021 年 11 月 30 日に結審した．

4 法廷あり，いずれも最高裁に上告している．

ここでも推本の報告書の信頼性で対立している．

注目するべきは，「津波の発生が予測されていこれらのことについては，すでに多少の考察はたか否か」に関して裁判所が覚えるところによっ

印刷物にもなっていると思われるが，判決に現れて，国に責任のあるなしが正反対の判決にほぼ二た鮮明な対立はなお未解明であろう．

分されていることである（表 1 参照）．
国の責任をめぐる争点は，2002 年 7 月に公表

2． 地震調査研究推進本部

された地震調査研究推進本部（推本）による当該地域における巨大地震発生の長期評価をどうみる

地震調査研究推進本部は，その前身ともいうべかにある．推本の文書では，30 年確率で地震発

き地震予知推進本部に代わって，1995 年 7 月に生の可能性を示したことになっている．

設置された．その年の 1 月に兵庫県南部地震が起裁判所によっては「推本は専門家を集めた国のきて，大地震の前兆をとらえてその発生を予知す機関であり，その報告書だから信頼すべきもの」

ることの難しさを改めて知らしめた．それで推本として ,「それを考慮しなかった東電に対して，も，予知推進から調査研究推進に変わったとみて国は指導責任を果たすべきであった」との論旨で差支えはなかろう．

ある．

新しい推本は地震に関連するさまざまな主題に一方，裁判所によっては「この報告書は確定的ついて調査を進め，多くの報告書を発表した．しなものではなく，専門家の間でも論議がある」とかしその柱は，将来起こるべき地震の長期評価でして ,「国や東電の責任は問えない」としている．

あり，確率論的予測である．

なお，この件に関しては，表 1 の公判の他に，東電の当時の幹部 3 人の個人責任を問う強制起訴

46 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

表 1

国の責任をめぐる原発避難者訴訟の判決

地裁判決
高裁判決
計

国に責任ありと
する判決

なしとする
判決

計

9
3
12

8
1
9

17
4
21

式に含まれる定数を測定値により決めるという筋
書きになる．
4． 地震発生の確率的予測の手がかり
地震は断層を境にする両側の地層が互いに食い違い運動をすることにより起きる。日本には多くの活断層が分布している．1 つの活断層が何回か

3． 確率と正規分布の食い違い運動をしたことを跡づけられれば，今後の地震活動について何らかの評価が得られるで確率といえば，まずは測定の誤差を扱う際にあらわれる正規分布である．

あろう．しかし，活断層の活動の繰り返し時間間隔は長い．現在の発達した観測技術で断層運動が

ここに棒がある．その長さを物差しで測る．繰

記録された例は少ない．それで古文書に残されたり返し測ると得られる測定値は同じではない．横地震の記録を掘り起こし，また地形や地質の調査

軸に測定値，縦軸に得られた回数を目盛ったグラを手掛かりにすることになる．推本は多くの活断

フにしてみる．測定回数が十分に多ければ，ある層の調査を実施し , その資料に基づいて地震発生測定値で峯となり，その他はそれよりも大きいほの長期評価を行った．

うの側，および小さいほうの側にすそ野を引くで調査の目標は，過去の地震の発生年をたどるこあろう．峰の近くに真値があり，それからの隔たとである．その成果として，ある活断層が t1 年，

りは誤差であると解釈する．棒の長さの測定に現t2 年，…，tm＋1 年に活動し地震が起きたことが分れるこの分布は，数学的には正規分布で扱うのがかったとする．次にそれらによって，隣り合う地適切である．横軸に測定値（x），縦軸には x に対震の時間間隔を求める．

応する確率密度（ f（x））をとれば ,

（

2

）

1
（x−μ）
（x）
f ＝
exp −
σ 2π
2σ2

S1＝t2−t1，S2＝t3−t2，S3＝t4−t3，…，（1）

Sm＝tm＋1−tm
発生した地震が m＋1 回ならば，隣り合う地震が正規分布の「確率密度関数」である．μは全測の m 個の時間間隔が得られる．この「m 個の時定値の平均値，σはその分散である．f（x）を−∞

間間隔」こそは，将来の地震の発生を占う唯一のから＋∞まで積分すれば 1 になる．

手掛かりである．その手法は確率論的予測である．

μとσは，測定値の全体を用いて決める．式

ここで重要なことは，われわれが手にしたこの（1）は十分に多数回の測定値（事実上，無限大回

唯一の手掛かりには母集団というものはない．

の）によりそれらを決めた場合には，個々の測定

個々の活断層でわれわれが知る最初の地震が起きの誤差の頻度の「正規母集団」を表現するものでた t1 年に事は始まるのであって，それ以前のこある．この母集団から十分大きな標本を取り出せとは知るよしもない．こうしたデータを確率論的ば，誤差とその頻度は正規分布を成すと認められに扱う手法はさまざまに研究されている．それはるであろう．これらの事柄（母集団や標本）は，込み入った数式に頼ることになる．

棒や物差しというありふれた品物で実現できる，即物的な概念である．

5． 丹那断層の活動時期と活動間隔

一般に，測定値の集まりを確率論的に扱おうとするときには，採用する分布を決めて，その分布

特定の活断層について判明している活動間隔の

地震発生の確率予測はどのように行われているか── 47

表 2 丹那断層の活動時期と活動間隔（2006 年時点）
活動年代

推定幅

76 年前（1930 年）

活動時期（tn） 活動間隔（Sm）
t1～tm＋1
S1～Sm
76 年前
861 年

706 年前～1168 年前

462 年

937 年前1296 年

1506 年前～2800 年前

1294 年

2153 年前

3100 年前～5600 年前

2500 年4350 年前

5600 年前～6200 年前

600 年

5900 年前2197 年
1550 年

数，m，はたいへん少ない．それはたかだか 4 個
か 5 個である（石関隆幸・隈元て，まだまだ先の話だと思っているのであろうか．

崇，2007）．
6． 分布と確率密度関数

ここでは丹那断層のデータを例示する（石関隆
幸・隈元崇，2007）．

これが丹那断層の調査や測定から得られた観測値の総まとめである。

表 2 のような観測結果を，将来の地震発生の予測に繋ぐにはどうするか．先にも述べたように，

ここで注目するべきは，1930 年の北伊豆地震

観測結果をよく表現すると思われる分布を選び，を別にして，他は活動年代の推定幅が非常に大きそれを採用することに決める．これが第一着手でいことである．したがって，次回の地震発生の予ある．地震の確率予測の研究では多くの場合，測の唯一の手掛かりが，そもそも大きな不確定を

BPT 分布が採用される．

免れないのである。
さらに言うならば，このようにして求めた隣り合う活動間隔は，互いに独立ではない．確率論的

その確率密度関数は
（t;
f μα
, ）
2
＝{μ/（2πα2t 3）}1/2exp{−（t−μ）/（2μα2t）}予測を行うのであれば，それらは独立でなければ
ならない．

（2）
である．BPT 分布を今扱っているデータに当て1930 年 11 月 26 日，北伊豆地震が起きた．伊はめるには，パラメータが二つ必要である．それ

豆半島北部を南北に走る丹那断層の活動による．

は「活動間隔の平均，μ」と「活動間隔のばらつ

建設中の東海道線のトンネルが断層を貫通した後き，α」である．

だった．トンネルは断層にほぼ直交する．真っ直2 つのパラメータを決めるには，少なくとも 3ぐに掘ったトンネルには食い違いを生じた．レー

回の地震のデータが必要である．丹那断層についルを敷けるように拡幅した．

ては，表 2 のデータによりそれらを求めることが現在は東海道線に並んで東海道新幹線が通過しできる．

ている．さらに断層の北側には，東名高速自動車

こうして 2 つのパラメータがきまると，確率密道，第二東名高速自動車道などが並び，東海道ベ度関数 （t）がきまる．ここにようやく，断層でf

ルト地帯の動脈を成している．だがここで約 100起きた地震と確率とが結びつくのである．図 1

年前に，マグニチュ−ド 7.0 の大地震が起きたこ

は BPT 分布の確率密度関数の一般的な形状を示とを思い起こす者はいない．平均活動間隔からみす．横軸は直近の地震が起きた年月日を原点とし48 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

図 1

確率密度関数て，その地震発生からの時間経過である．縦軸は確率密度であって，確率それ自体ではない．しかし両者のそれぞれの意味は，図 1 を用いた地震発
生の確率を算定する手順の以下の説明により，理解できるであろう．
図 1 は，時間の経過に対応する確率密度の変化

図 2

三陸沖北部から房総沖の評価対象領域を表わしている．原点においては，次の地震が起きる確率は 0 である。地震が起きたばかりの時に確率である．これらはそれぞれ （t）を積分してf

次の地震は起きない．しばらくの間それには見る求められる．

べき増加はないが，ほどなくして増加に転じ，そわれわれが知りたいのは，t＝T 年から T＋30

れは加速する．やがてそれは極大を迎え，下降線

年以内に地震が起きる確率である．それは，残さをたどったのち，時間の経過とともに限りなく時れている確率の中で，30 年以内に地震が起きる

間軸に接近するに至る．それは接近するのであっ

事象にはどれだけの分け前があるかできまる．すて，時間軸に一致することはない．次の地震が起

なわち，ΔT＝30 年としてきるのは，無限の時間の彼方である場合を内包しているのである．f（t）を t＝0 から無限大まで積分すれば 1 になる．

30 年確率＝ⓑ の面積ⓑ の面積＋ⓒ の面積（3）で与えられる．

現在，直近の地震から T 年を経過しており，
なお地震は起きていないとする．しかしこの T

7． 東北地方太平洋沖地震は予測されていたか

年間に地震は起きていたかもしれないのである．
t＝0 の時点でその後 T 年間に地震が起きる確率はどれだけであったか．それは確率密度関数 （t）
f

東北地方太平洋沖地震（2011,3,11）はどんな断層の活動で起きたのであろうか．

を t＝0 から t＝T まで積分して得られる．図 1 に

図 2 には日本海溝と，三陸海岸から房総海岸には ⓐ で示されている．しかし実際には，この間いたる海岸線の間に A から H までの区分（領域）に地震は起きなかったのであるから，こうして得が示されている．これらはそれぞれ，その内部でられた確率はすでに「お役御免」なのである．残

起きた地震に共通性が認められ，"領域"としてされている確率は，図 1 の ⓑ＋ⓒ である．ⓑ はまとめて扱われてきたものである．こうした構造

t＝T から t＝T＋ΔT までの間に地震が起きる確はいわゆる太平洋プレ−トの沈み込みにともなっ率，ⓒ はそこから t＝∞に至る間に地震が起きるて形成されてきたと考えられてきた．

地震発生の確率予測はどのように行われているか── 49

東北地方太平洋沖地震はマグニチュード 9～9.1

う．これが先に縷々述べてきたところである．

の超巨大地震である．その震源（破壊開始点）は領域 B で起きたマグニチュード 8 級の地震は 3

図 2 の領域 D，E の境付近にあり，その後 C，D，回知られている．1611 年三陸沖地震，1677 年 11

E，F，G および B の一部にまで拡大し，広大な

月房総沖地震，1896 年三陸沖地震（明治三陸地震）

領域の断層面を形成した．それまで宮城県沖ではである．これらはいずれも津波などにより大きな領域 D，E を震源とするマグニチュード 8 級の地被害をもたらした．

震が想定されており，これほど大規模な断層の活動は視野にはなかった．

しかし推本は，これら 3 回の地震に BPT 分布を採用して将来予測をしなかった．それはすなわ

そもそも，プレートの沈み込みに伴う超巨大地

ち，BPT 分布を採用するには，"粒の揃った"3

震は，若い海洋プレートが大陸側のプレートの下回以上の地震でなければならないからである．領に潜り込む時に起きる．古いプレートは冷えて密域 B では 3 回の地震が確認できるが，2 回は領域度が高く，沈み込みやすい．発生する地震は小さの北端に近く，他の 1 回は 800 km も遠方の南端

い．東北 ･ 関東の沖合にある日本海溝からわれわに起きたのである．これではいわば粒が揃っておれの足元に潜り込む太平洋プレートは古い．それらず，それをひとまとめにして BPT 分布で扱う

でここでは，たかだかマグニチュードが 8 クラス

ことはできない（推本，2002）．

の巨大地震は起きるが，M9 にとどく超巨大地震

そこで登場したのがポアソン過程である．それは起こり得ないと考えられてきた（Monastersky,

はさらにいっそう分かりにくく，まか不思議にさ2011）．

え思える（筆者の頭には）．それは決めるべきパ

マグニチュード 9 の地震の発生という現実に直ラメータを 1 個含む．それゆえにある断層につい面した地震学者の当惑と，それに続く研究の進展て，2 回の地震の記録があれば適用できる．だがについては，水野（2019）を参照されたい．

それは，多少の条件が満たされていれば 1 回でここで問題はまた，東北地方太平洋沖地震でも，将来起きる地震について何らかのことは言え

もっとも大きな津波を出したとされる日本海溝にる．もちろん 3 回以上の地震の発生の記録があれ沿った領域 B の役割である．超巨大地震の発生ば適用できる．

に際して形成された広大な領域の断層面の一端に領域 B でマグニチュード 8 クラスの地震が起領域 B の一部が含まれ，津波の発生に役割を発

きる 30 年確率は，世上 20% ということになって揮しているとすれば，本稿の主題，地震の確率予

いたが，それはこのポアソン過程による計算値で測との関係はどうなのかを問わなければならない

ある（推本（2002），表 4-2，次の三陸沖北部かところであろう．

ら房総沖の海溝寄りのプレート間大地震（津波地

地震調査研究推進本部地震調査委員会（2002）震）発生の確率等）．

（以下，推本，2002）は，東北地方太平洋沖地震

東北地方太平洋沖地震（2011,3,11）以前に，推（2011,3,11）以前の旧来の見方に基づいている．

本（2002）が与えていたのはこれに尽きる．その歴史的に巨大な津波を巻き起こした地震は図 2 の9 年後には，三陸と房総の海岸線と日本海溝の間領域 B の活動によるものであり，その再来を予の広大な海域を震源とする超巨大地震に襲われる測するのであれば，過去にこの領域で起きた少ななどということは夢想だにしていなかった．

くとも 3 回の地震の発生年を知っている必要があ

東北地方太平洋沖地震の広大な震源のごく一部

る．それがあれば，発生年間隔とそのばらつきがが領域 B にも食い込み，東北地方太平洋沖地震

得られ，BPT 分布を適用して，この先 30 年の間で最も大きな津波を出したとされることをもっに地震が起きる確率を求めることができるであろて，推本（2002）がこの超巨大地震を予測してい50 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

たとするわけにはいかない．推本（2002）におい根拠とするようなことがあってはならない．

て領域 B は，いわば閉じた系であって，その内類似の事象は他にもあることに思いをいたし，部での確率密度函数の推移を計算しているもので一般社会も研究者も真に心に留め置くべきであるある．外部との物質のやり取りがあるわけではなと考える．

く，外力によって激しく揺さぶられることもな
参考文献

い，推本（2002）が享受したこのような穏やかな日々のいく手に，東北地方太平洋沖地震（2011,3,11）という経験したこともない，考えてみたこともない荒っぽい環境がおしよせるという計算結果に到達することはありえなかった．
8． お わ り に石関隆幸・隈元崇．2007．地震調査委員会の活断層評価の結果を基にした地震発生間隔のばらつきの解
析．活断層研究，27，63-73.
地震調査研究推進本部地震調査委員会．2002．三陸沖から房総沖にかけての地震活動の長期評価について，
2002 年 7 月 31 日．
水野浩雄．2019．東北地方太平洋沖地震津波は予測さこれだけ材料がそろえば，冒頭に述べた問題に答えるには十分であろう．
数々の原則の軽視や便法への依存の上に求められた 30 年確率なる数字を地震発生の確率論的評れていたか．IL SAGGIATORE, 46, 10-24.
Monastersky, R. 2011. Giant shock rattles ideas about
quake behavior. Nature, 471, 274 (published on line
15 Mar. 2011).

価と受け取ってよろしいものなのか．
地震発生の確率論的予測なるものは，ある断層で確認されるごく少数の地震発生の記録の延長線上に，将来起こるであろう地震の活動時期を確率によって算出しようとするものである．そのためには，この断層で起こる地震の活動間隔が，未来にわたって，これから採用しようとする分布に従うことの保証がなければならない．それは「ない」と言い切ってよい（と，筆者は考える）．
そのような 数学的取扱いをも，研究者が自分の研究テーマにするのは自由である．だがそれを「社会のお役に立ちたい」との名分を掲げて，一般社会に持ちこむことは控えるべきである．
このような研究を，「推本は専門家を集めた国の機関であり，その報告書だから信頼すべきも

水野浩雄
［みずの

略歴

ひろお］

1931 年東京都に生まれる．1954

年 3 月東京大学理学部地球物理学科卒
業，1956 年 3 月東京大学数物系大学院
地球物理コース修士修了，同 4 月建設省
地理調査所（現 国土地理院），1982 年 4 月国土地理院
地殻調査部地殻活動調査官，1987 年 4 月香川大学教育学部教授，1995 年 3 月停年退官
役職 1982 年 4 月～1987 年 3 月地震予知連絡会委員，
火山噴火予知連絡会委員
学位1984 年理学博士（東京大学）；論文「一等磁気測量による地磁気永年変化の場の急速な変動」
著書

天災予知は可能か（1998 年，勁草書房）の」として，裁判で被告側を追及し，また判決の地震発生の確率予測はどのように行われているか── 51

■

書

評

■

● 地震災害の痕跡の謎を解く
土木学会地震工学委員会地盤と地形に刻まれた地震・災害痕跡データの公開促進小委員会 編

地盤は悪夢を知っていた―地盤に残る地震痕跡―■

必要性があり，情報の保存の例として東日本大震災での多くの被害情報を Web 上で紹介した事例を述べ，被害痕跡を保存する活動が重要であると語っている．
最後に「地震の爪痕は地盤に残る」では，最新の探査技術を駆使した地震被害調査は，地盤に潜む地震痕跡をあぶり出し，それらが語る過去の災禍と将来への教訓を読み解く機会をわれわれに与えるとして，科学的な謎解きの必要性を記述している．
この章の末尾では，過去の地震の痕跡が物語っている
ことを読みきれないまま過ごしていたのではないかと思

評者 大保直人

い当たり，反省させられることが多かった編集作業で代表執筆者の小長井一男氏は，将来起りうる災害のリあったと述べている．

スク評価のために地盤，地形に残る地震痕跡のデータを

以下の章では，1 章で述べられている手法で北海道胆公開し，防災に役立ててもらうことを目的として，公益

振東部地震（2 章），熊本地震（3 章），東日本大震災（4

社団法人土木学会地震工学委員会に「地形に残された地章，5 章），中越沖地震（6 章），中越地震（7 章），鳥取

震痕跡データの集約と活用に関する研究小委員会」（委県西部地震（8 章），福井地震（9 章），および善光寺地

員長：小長井一男）を立ち上げた．その活動を「地盤と震・関東大震災（10 章）の各地震で地震痕跡にまつわ

地形に刻まれた地震・災害痕跡データの公開促進小委員

るエピソードを紹介し，その科学的な謎解きが紹介され会」（委員長：池田隆明）が引継ぎ，その成果を公開すている．

るために「地盤は悪夢を知っていた」の書籍編集を企画し，本書が発刊された．

鳥取県西部地震で発生した液状化被害は，古文書「出雲風土記（和銅 6 年）」から，弓ヶ浜の埋め立て地形の

具体的には，地震の起こった年代を過去にさかのぼ変化だけでは被害を説明できないとしている．

り，百人一首，古文書および地域に残っている歴史的なまた，福井地震で発生した液状化被害は，「鬼辺輪中事実の収集・分析とともに，リモートセンシング技術で絵図（江戸時代）」に記述されている九頭竜川の蛇行の得られた情報等，幅広いデータを収集・分析し，地震痕

歴史的成り立ちに大きく関係していると説明している．

跡にまつわるエピソードの科学的な謎解きを試みている．

善光寺地震では，「日本三大実録」に被害状況が記載

本書は 10 章で構成され，第 1 章「地震災害痕跡は多され，さらに松代藩には地震でできた土砂ダムの様子をくを物語る」では，古文書の読み解き，被害写真・映像

監視した絵図が残されており，この情報を使って土石流の分析および最新技術で得られた情報に基づく地震災害の速度が時速 20～40 km の速さで人家や田畑を飲み込の痕跡の謎解きが紹介されている．

んだと予測している．

この章の「貞観地震・津波の記録」では，小倉百人一首で清原元輔の句「契りきな末の松山

また，関東地震では当時 10 歳だった内田一正氏の土

かたみに袖をしぼりつつ石流痕跡を記述した和紙の記録を分析し，土石流の流れ

波越さじとは」は，多賀城にいた友人の気持の状況を推定し，その速度を予測しており，過去の地震ちを詠んだものと言われ，末の松山が多賀城の南東 2 km

痕跡に貴重な情報があることを述べている．

のところにある小丘で，貞観 11 年 5 月 26 日の地震で水北海道胆振東部地震では，清田区（震源から約 50 km）

没したが，末の松山は越えなかった様子を古文書から読で発生した被害地域に住居を構えていた執筆者の体験とみ解き，2011 年の東日本大震災では，多賀城市で同じして，地震で発生した亀裂が徐々に広がる様子，陥没帯

津波被害が発生したことを紹介している．

およびその周辺の地盤変形が進み，地震から 1～2 カ月

次に「災禍は伝承できない」では，被害調査で得た映後に壁が壊れたと紹介している．この地域は 1970 年後

像には地震被害の生々しい痕跡が残されているが，その半から段階的に整備された地域で，1919 年発行の地形情報もしだいに消滅していくので，その痕跡を伝承する図と比較すると谷部を埋め立てて住宅に開発された地域

52 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

で被害が発生し，2003 年十勝沖地震でも同じような住

象潟地震による被害分布の分析を行った結果が記されて宅地での被害が発生したことが紹介されている．

いる．本研究前にわかっていたこと，本研究の内容，本本書作成に当たって収集した未整理の写真・資料をさ研究でわかったことと，論文では普通に盛り込まれる内らに読み解くことで，本書に記載できなかった貴重な伝容が整理されてたいへんわかりやすく記されている．一承，新たな知見が得られることが期待できそうであると方，2 番めのパートでは，古文書に記された記載をもと筆者は述べている．

に各地の震度を推定して広域の震度分布が記されてお非常に貴重な地震痕跡についてまとめた本書である

り，古文書に書かれた内容からどのように震度を考えてが，冊子に掲載されている図・絵をカラーにし B5 判のいくのかを追体験できる．3 番めのパートでは，象潟地本で発行してもらったら，より内容が理解できたと思う

震による津波が古文書記録から復元された結果が，検討

ところである．

した地域の図入りでわかりやすく書かれている．

＜土木学会，2021 年 8 月，新書判，210 頁，850 円＋税＞
［おおぼ

なおと

地震予知総合研究振興会］

第 3 章では，象潟地震に伴う隆起量を明らかにすることを目的とした地形・地質学的な調査の結果が述べられている．第 1 章の内容が印象深い評者には，予備知識の● 文理融合研究で迫る象潟地震
今井健太郎

編

説明をもう少し簡略化し，第 1 章で述べられた象潟の光景と本調査の結果との関係に言及してほしいと感じられた．
第 4 章の話題は，海域での反射法地震探査による断層

二百年前に象潟で起きたことの調査である．探査断面からどのようにして断層を見出

評者 堀川晴央の細かいところに着目せざるを得ないにもかかわらず，

本書は，江戸時代後期の文化元年（1804 年）に発生
きさかたした象潟地震を題材に秋田市とにかほ市で開催されたリ

すかが丁寧に記述されている．議論の性質上，探査断面断面の図が小さく，せっかくの丁寧な記述を十分に活かしきれていないのが惜しい．

レー式講演の演者であった 6 人により執筆された．5 章

第 5 章では，これまでの章で述べてきた知見を総合しからなり，絵図の解読という歴史学的な研究から，文書

象潟地震の断層モデルに関する話が展開される．予備知

史料にもとづいた歴史地震学的な研究，地形・地質学的識として津波の基本的な事項を先に説明した上で，象潟な研究を経て，震源断層モデル構築という現代的な地震

地震の解析結果について触れられている．象潟地震の検学に関する話題に至る．あとがきによると，本書は一般

討結果の説明はやや駆け足に思われる．

市民の方々を読者と想定して企画されたとのことで，比本書の巻末には象潟地震の文献リストが掲載されてお較的馴染みやすい絵図の解読を導入に置き，最終的に震り，象潟地震について調べてみたい読者には有益であろ源モデルに至る構成により，読者の興味を失わせないよう．なお，本書でも引用されている『新収日本地震史料』

う工夫されている．本書の判型では図や写真が小さくなシリーズの翻刻文は，東京大学地震火山史料連携研究機

りがちなのが惜しいが，図や写真自体はカラーが豊富に構が公開している「地震史料テキストデータベース」

使われており見やすい．

（https://materials.utkozisin.org/）上で閲覧できる．

以下，各章の内容を紹介する．

以上の本書に関する評価の一部は若干辛いかもしれな

第 1 章の主題は，絵図を中心とした史料から読み取れ

いが，本書は，最近の歴史地震研究の進歩を端的に示す

る象潟地震前後の景観である．象潟の北部では地震前か書籍に仕上がっている．象潟地震に関心を持つ方のみなら水田開発が進められた箇所があった一方で，南部にはらず，歴史地震研究がどのように進められるのかを知り地震後にも水が残っていた地域があったが，象潟全域でたい方にもお薦めしたい．

水田化が進められたことが明らかにされる．水をたたえ

附記：本書の 56 頁で，現在の気象庁の震度が木造家た潟湖である象潟の全域が地震により一気に干上がった屋の全壊率で分類されるように記されているのは誤りでと漫然と思っていた評者にとって，本章の指摘は新鮮である．気象庁の震度は，震度計でとられた地動記録に対あった．

して所定の数値的な演算を施して算出されている．詳し

つづく第 2 章では，現地調査と古文書の解読を織り交ぜた歴史地震学的な研究が 3 つのパートにわかれて記さくは気象庁のサイト（https://www.jma.go.jp/jma/kishou/know/shindo/index.html）を参照いただきたい．

れている．最初のパートでは，にかほ市象潟町関（象潟＜秋田文化出版，2021 年 3 月，四六判，210 頁，1,500 円＋税＞

地震発生前後は由利郡関村）にて本パートの執筆者が新［ほりかわ はるお 産業技術総合研究所活断層・火山研究部門］

たに発見した史料を用いて，当時の関村の町並の復元と書評── 53

● 平成に発生した地震・火山災害の教訓を活かす

伊藤和明

西沖地震の際の「間に合わなかった大津波警報（短時間での津波の到達）」や「津波火災」，東北地方太平洋沖地震による「想定を超える巨大津波」，北海道胆振東部地著

平成の地震・火山災害
評者 清水害」，新潟県中越地震時の「中山間地の孤立」，北海道南洋

震時には「全道でブラックアウト」などの問題がクローズアップされた．また，火山噴火災害では，雲仙・普賢
岳における「火砕流」や三宅島 2000 年噴火の「長期にわたる火山ガス大量放出」，御嶽山では「水蒸気噴火の「平成」は，その意味と込められた願い「国の内外，監視体制や情報伝達」が新たな問題となった．

天地とも平和が達成される」にもかかわらず，少なくと一方で，盛り土をした造成地や火山噴出物で構成されも災害から見ると必ずしも穏やかな時代ではなく，東日た斜面での土砂災害，埋立地などでの液状化，安全基準

本大震災に代表される激甚災害が発生した時代であっを満たしていないブロック塀の倒壊などは，複数の地震た．本書は，平成の約 30 年間にわが国で発生した地震・で繰り返し発生していることが述べられており，読者は火山災害を取り上げて，それぞれの災害の特徴と得られ過去の教訓が活かされていない現実を再認識し，得られた教訓を簡潔かつ平易に解説した地震・火山災害の啓発た教訓を将来の防災に活かすにはどうしたらよいのかと書である．

いう課題を考えさせられる．

本書は 19 章からなり，地震・火山噴火イベントごと

本書は章ごとに独立した内容になっているため，1 つに 1 つの章を割り当て，平成元年（1989 年）の伊東沖の章（特定の地震・火山噴火）だけを読んでも，また，海底噴火・手石海丘の誕生から始まり，雲仙・普賢岳噴各章を順不同で読んでもまったく支障なく理解できる．

火，釧路沖地震，北海道南西沖地震，三陸はるか沖地震，

しかし，発生順に第 1 章から通して読むと，平成時代に兵庫県南部地震，有珠山の 2000 年噴火，三宅島の 2000

発生した地震・火山噴火のたびに新たな防災上の課題が年噴火，十勝沖地震，新潟県中越地震，福岡県西方沖の見出されていくさまを追体験でき，さらに，得られた教地震，能登半島地震，新潟県中越沖地震，岩手・宮城内訓を活かすことの重要性をより強く意識できるように思

陸地震，東北地方太平洋沖地震，御嶽山噴火，熊本地震，

う．

大阪府北部の地震，そして平成 30 年（2018 年）の北海

著者は，地学研究者から NHK 解説委員（自然災害担

道胆振東部地震まで，イベントの発生順に全部で 19 の当）に転じた経歴を持つため，本書は極力正確性を損な

地震・火山災害を記載している．

わずに分かりやすく書かれており，新書判で 150 頁程度

本書により，改めて平成時代を振り返ると，ほとんどと分量も多くなく手軽に読めるので，防災に関わる行政

毎年のように地震・火山災害が発生していたことに気づや企業などの担当者はもちろん，防災に関心のある一般

かされる．雲仙・普賢岳や三宅島の火山噴火災害はそれの方々にも一読をお勧めする．高校や大学の教養課程でぞれ数年間継続したこと，また，複数の地震災害でも復の自然災害科学関連の副読本としても適切であると思

旧・復興には数年以上を要したことなどを考慮すると，う．欲を言えば，さらに詳しく知りたいという読者のた

平成の 30 年間，私たちはつねに国内のどこかの地域でめに，それぞれの地震・火山災害についての文献リスト

地震・火山噴火災害と向き合っていたことになる．

があるとよいと思った．

また，本書は，新たな災害が発生するたびに新たな課
題が明らかになったことも指摘している．たとえば，地震災害のケースでは，兵庫県南部地震の「都市型複合災

54 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

＜近代消防社，2021 年 9 月，新書判，156 頁，900 円＋税＞
［しみず

ひろし

九州大学名誉教授］

●新刊紹介廣瀬

復興庁

講談社，2022 年 1 月，新書判，320 頁，1,200 円＋税

敬著

地球の中身 何があるのか，何が起きているのか編

東日本大震災復興の教訓・ノウハウ集

ぎょうせい，2021 年 10 月，A4 判，534 頁，6,050 円

公益社団法人物理探査学会

見えない地下を診る
藤嶋

昭

監

著

驚異の物理探査自然災害

幻冬舎，2022 年 1 月，新書判，194 頁，900 円＋税

そのメカニズムに学ぶ

学研プラス，2021 年 10 月，四六判，128 頁，1,000 円＋税

日本自然災害学会編

自然災害科学・防災の百科事典
小白井亮一

著

丸善出版，2022 年 1 月，A5 判，800 頁，24,000 円＋税

楽しい地層図鑑
草思社，2021 年 11 月，A4 変判，240 頁，3,800 円＋税

昭文社地図編集部

編

帰宅支援マップ首都圏版
イアン・スチュアート著，徳田

不確実性を飼いならす
解く科学

功

訳

昭文社，2022 年 2 月，A5 変判，144 頁，1,000 円＋税

予測不能な世界を読み川口

白揚社，2021 年 11 月，四六判，424 頁，3,000 円＋税
川崎一朗

著

穣

著

防災アプリ特務機関 NERV 最強の災害情報イ
ンフラをつくったホワイトハッカーの 10 年
平凡社，2022 年 2 月，四六判，288 頁，1,600 円＋税

立山の賦―地球科学から―
桂書房，2021 年 11 月，B5 判，347 頁，3,000 円＋税

ニュートンプレス

編

学びなおし 中学・高校の地学（ニュートン別冊）
村上建治郎

著

ニュートンプレス，2022 年 3 月，A4 変判，144 頁，1,780 円

AI 防災革命 災害列島・日本から生まれた AI
ベンチャーの軌跡
幻冬舎，2021 年 12 月，四六判，176 頁，1,500 円＋税

室崎益輝・矢守克也・西澤雅道・金思穎編

地区防災計画学の基礎と実践
弘文堂，2022 年 3 月，A5 判，240 頁，2,200 円＋税

平井

敬

著，石川

寛

監

すごろくで学ぶ安政の大地震

原口

風媒社，2021 年 12 月，A5 判，131 頁，1,500 円＋税

強・今村文彦・菅原大助・岩松暉

著

津波詳細地図にみる東日本大震災の 10 年
古今書院，2022 年 3 月，A4 判，192 頁，4,800 円＋税

橋本

純

著

教養としての「日本列島の地形と地質」
PHP 研究所，2021 年 12 月，A5 判，280 頁，1,850 円＋税

楠城一嘉

著

地震と火山と防災のはなし
成山堂書店，2022 年 3 月，A5 判，120 頁，2,000 円＋税

齊藤兆古

著

1/f 揺らぎは地震を予知するか？

鈴木猛康・上石

NextPublishing Authors Press，2021 年 12 月，B5 判，
122 頁，1,000 円＋税
鎌田浩毅

改訂

勲・橋本隆雄・山本吉道

著

防災工学

理工図書，2022 年 3 月，B5 判，325 頁，3,500 円＋税監

地震による大地の変化（日本の大地
変化 ④）

つくりと

岩崎書店，2021 年 12 月，A4 変判，122 頁，3,000 円＋税

新刊紹介── 55

東濃地震科学研究所の廃止について
2022 年 3 月 31 日をもって東濃地震科学研究所を廃止しました．

ADEP情報

つくば観測技術センターの構成の変更について
2022 年 6 月 9 日からつくば観測技術センターの内部組織構成を変更しました．
変更後：観測プロダクトグループ，観測エンジニアリンググループ，
事務グループ
変更前：企画推進グループ，技術グループ，事務グループ
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
採用
清水

洋

本部地震防災調査研究部 副首席主任研究員

22. 4. 1

高橋吉美

つくば観測技術センター 事務グループ長

22. 4. 1

大野創介

つくば観測技術センター 副主任研究員

22. 4. 1

理事・業務執行理事

22. 3. 31

辞職
石井

紘

東濃地震科学研究所 所長

退職
佐々木俊二

本部地震防災調査研究部 主任研究員

22. 3. 31

矢島浩

本部地震防災調査研究部 主任研究員

22. 3. 31

増井由春

本部地震防災調査研究部 参事

22. 3. 31

木股文昭

東濃地震科学研究所 副首席主任研究員

22. 3. 31

浅井康広

東濃地震科学研究所 主任研究員

22. 3. 31

田中俊行

東濃地震科学研究所 主任研究員

22. 3. 31

可知勝宏

東濃地震科学研究所 参事

22. 3. 31

菊池昌江

つくば観測技術センター 参事

22. 3. 31

本部事務局 次長（昇任）

22. 4. 1

配置換等
山口日出男

56 ──地震ジャーナル

73 号（2022 年 6 月）

1,000 年 ほ ど時発生した複数の地震を分離するたの共同研究として運用する 5 つの観前の平安～鎌倉

め，2016 年に IPF 法と呼ばれる新測網の総称であり，データ公開を通時代，房総半島の沖合で未知の巨大しい震源解析手法を導入することにじてわが国の地震観測の一翼を担っ地震が発生し，九十九里浜一帯が大より，地震多発時の震源決定精度のている．

津波に襲われた可能性のあること向上に成功している．

編集後記

が，産総研などの調査によって明らかにされた．

今号もバラエティー豊かな内容と

ただ，IPF 法は各観測点で計算さなっているが，読者諸氏の忌憚ないれたトリガ情報を入力としているた

ご意見やご批評をお願いしたい．

本号冒頭では，関東大震災 100 周め，この情報をサイトで計算できる

ところで最後になるが，本号を限年を来年 9 月に控えて注目を集めて気象庁の地震観測網にしか適用できりとして，私と工藤一嘉元日本大学

いるこの調査研究の概要について，ない．そこで，リアルタイムの地震

教授は編集委員を退くこととなっ産総研の澤井先生より解説していた波形を集める一般の地震観測網にもた．次号からは，加藤照之東京大学

だいた．

応用できるようにした IPFx 法（拡名誉教授（現在，大正大学地域構想

次に，紀伊半島北西部の和歌山市

張 IPF 法）が考案された．この技研究所特命教授）を新委員長とし周辺に話を移す．この地域は内陸浅術の詳細について，京大防災研の山て，新たな編集委員会が活動を始め部で発生する中小地震の活動度が非田先生より詳しく紹介していただいる．今後も引き続きのご声援をお願

常に高いことで知られているが，こ

た．

いしたい．

こに発生する地震の細密な震源分布

以上のほか，本号では 2 編の寄書

毎回の編集会議には，財団側からと地質構造との関係，そして地震発と 1 編の囲み記事を掲載している．

金澤会長，関根事務局長，澤田専務

生層の上限・下限と岩相との関係な

ひとつ目の寄書は，東京大学名誉理事，阿部地震防災調査研究部長がどが，近年徐々に明らかにされつつ教授の平田先生による「観測地震学出席されたほか，萩原幸男前委員長

ある．

から地震防災学への橋渡し」であもオブザーバとして参加され，貴重

精密な地震観測結果を地質学およる．その内容は，昨年 3 月にオンラなご意見を賜った．また三澤貴美子

び岩石学的な知見と組み合わせ，内インで開催された東京大学退職教員

氏は編集業務全般を担当され，本誌

陸地震がなぜそこで発生するのかとの最終講義で先生がご披露されたもの刊行に尽力していただいた．これいう根本的な謎の解明に取り組んでのであるが，大変に評判が高かったらの方々に心よりお礼を申し上げた

おられる防災科研の前田先生に，そとお聞きし，今回特別に寄稿をお願

い．

の詳細を説明していただいた．

いした．

一方，巨大地震については，そのご自身の研究生活の足跡に重ねな繰り返し間隔が非常に長いため，近がら，ここ最近における地震観測体

代的な観測データの蓄積は十分にな制の進歩を示すと同時に，地震防災

されていない実情がある．そこで有学の大切さを説かれている．

効になるのは，計算機を用いた地震

ふたつ目の寄書は，元国土地理院

発生サイクルシミュレーションであの水野先生による「地震発生の確率

る．

予測はどのように行われているか」

東大地震研の大谷先生には，近年である．2011 年東北地方太平洋沖

長足の進歩を遂げているこの分野の地震の発生前に地震調査研究推進本

シミュレーション手法に関する詳し

部が行っていた，日本海溝に沿ったい解説をお願いすると同時に，巨大領域での地震発生確率の評価につい地震発生機構の理解とその予測可能て，自説を述べていただいた．

性について検討をされた結果について，ご報告をいただいた．

さて，本号でただひとつの囲み記事となったのは，A-NET に関する

つづいて，今ではすっかりお馴染話題である．本誌では，これまでさみになった緊急地震速報に話題を移

まざまな地震観測網の紹介を行ってす．これを運用する気象庁では，同

きたが，A-NET は当財団が大学と（Y.O.）

地震ジャーナル 第 73 号
令和 4 年 6 月 20 日

発行所

発行

〠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
https://www.adep.jp
TEL：03-3295-1966
FAX：03-3295-3136
発行人

金沢敏彦

編集人

岡田義光

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