付録
用 語 解 説………………………………………………………… 461
参 考 図 表…………………………………………………………… 479
原図出典一覧………………………………………………………… 485
委 員 名 簿…………………………………………………………… 493－ 459 －

付録１
索

用語解説

引
津波→「津波・（津波の）波源域・津波地震」【ア行】の項参照…………………………………… 468

液状化現象…………………………………………… 462

津波地震→「津波・（津波の）波源域・津波地震」の項参照…………………………………… 468

【カ行】
海溝→
「プレートテクトニクス」の項参照…………… 469

津波・
（津波の）
波源域・津波地震………………… 468（活断層の）
確実度…………………………………… 462

土砂災害……………………………………………… 469

活断層………………………………………………… 462

土石流→「土砂災害」の項参照……………………… 469

活断層調査…………………………………………… 463

トラフ→「プレートテクトニクス」の項参照………… 469（活断層の）
活動間隔…………………………………… 464

トレンチ調査→「活断層調査」の項参照……………… 463（活断層の）
活動度……………………………………… 464
強震動→
「地震動」
の項参照 ………………………… 464

【ナ行】

巨大地震→
「マグニチュード」の項参照……………… 470

軟弱地盤→
「地盤」
の項参照…………………………… 465

群発地震… …………………………………………… 464

日本海東縁部→「プレートテクトニクス」の項参照…………………………………… 469【サ行】
地震動…………………………………………………… 464【ハ行】

地震の空白域………………………………………… 465

波源域→「津波・（津波の）波源域・津波地震」

地震波…………………………………………………… 465の項参照…………………………………… 468

地すべり→「土砂災害」の項参照……………………… 469

被害地震……………………………………………… 469

地盤…………………………………………………… 465

伏在断層→
「活断層」
の項参照……………………… 462

ＧＰＳ………………………………………………… 465

不同沈下→「沖積層」「地盤」の項参照……… 468，465

斜面崩壊→「土砂災害」の項参照……………………… 469

プレート間地震・プレート内地震→

震央→「震源・震源域」の項参照……………………… 465「プレートテクトニクス」の項参照………………… 469

震源→「震源・震源域」の項参照……………………… 465

プレートテクトニクス……………………………… 469

震源域 →「震源・震源域」の項参照…………………… 465

噴砂現象→「液状化現象」の項参照…………………… 462

震源・震源域………………………………………… 465

本震→「前震・本震・余震」の項参照……………… 466

震度…………………………………………………… 466

本震－余震型の地震→

前震→「前震・本震・余震」の項参照……………… 466「前震・本震・余震」の項参照……………………… 466

前震・本震・余震…………………………………… 466【マ行】
マグニチュード……………………………………… 470

【タ行】
大地震→
「マグニチュード」の項参照………………… 470
断層……………………………………………………… 467

【ヤ行】

断層運動→
「断層」
の項参照………………………… 467

余震・余震域 →「前震・本震・余震」「震源・震源域」

地殻・マントル………………………………………… 467の項参照…………………………………… 466

地殻変動……………………………………………… 468
地下構造調査→「活断層調査」の項参照……………… 463

【ラ行】

地形調査→
「活断層調査」の項参照…………………… 463

陸域の浅い地震→「活断層」の項参照………………… 462

沖積層………………………………………………… 468

歴史の資料によって知られている地震…………… 471－ 461 －

付録

盛土の崩壊や地滑り、護岸のはらみ出しや沈下など

液状化現象
ゆるく堆積した砂の地盤に強い地震動が加わると、の現象も生じる。このように、液状化災害は人口の地層自体が液体状になり建物などを支える力を失う

集中した平野部で起こる地盤の災害であり、道路や現象。

ライフラインの災害など、都市型災害として大きな液状化が生じるためには、強い地震動の他に、地影響を国民生活に及ぼしやすい。

層が水を多く含んでいること、ゆるく堆積した砂でまた、遺跡発掘調査現場などで液状化した砂の地

あることなどの条件が必要である。これらの条件が層やその砂が上の地層を切って吹き出した噴砂の跡

そろった液状化が発生する可能性が高い場所は、地などが発見されることがある（付図1-2）。遺跡の発掘

下水位が高い砂地盤で，例えば、埋立地、干拓地、現場では各地層の年代が詳細に把握されていること

昔の河道を埋めた土地、砂丘や砂州の間の低地などが多いことから、歴史の資料に記述されている地震があげられる。

の記録などと照らし合わせて、過去の地震の研究に液状化が生じると、砂の粒子が地下水の中に浮か貴重な手がかりを与えることになる。

んだ状態になり、水や砂を吹き上げたりする（噴砂現
象：図2-28参照）。建物を支える力も失われ（図6-21

関連する用語：沖積層、地盤、地震動、土砂災害、歴参照）、比重の大きいビルや橋梁は沈下したり、比重史の資料によって知られている地震の小さい地下埋設管やマンホールなどは浮力で浮き上がったりする（抜け上がり現象：図3-14参照）。やがて、水が抜け去ると、砂は締めかたまり、もとの（活断層の）
確実度

状態かもう少ししまった状態になって、支持力を回活断層の存在は、専門家が空中写真からその証拠復する。液状化の一連の過程を付図1-1に示した。

を読みとることにより認定されることが多いが、断また、液状化した地層が側方に大きくずれ動き、層活動そのものの特徴やその場所の地形的な性質により，活断層の現れ方は様々であり，地形からの判断だけでは，それが活断層であるかどうか，はっき
りしないことがある。そのような場合には、各断層についてそれが活断層であることの確からしさを，確実度によって示す。活断層の確実度は、確からしい方から次の三つに分類される。
確実度Ⅰは、断層の位置・ずれの向きがともに明

付図1-1 液状化のメカニズム [吉見(1991)による](a)液状化前のゆる詰めの砂(b)液状化した瞬間全粒子が浮遊状態にある(c)下部は液状化が終了し、上部では液状化が続いている(d)全層にわたって液状化が終了して、砂は密に詰まっている

確で、地形的特徴から活断層であることが確実なもの。
確実度Ⅱは、断層の位置・ずれの向きは推定でき
るが、地形やごく新しい時代の地層が繰り返しずれていることを示す確実な証拠に欠けるなど，確実度Ⅰとするには十分な資料に欠けるもの。
確実度Ⅲは、活断層である可能性はあるが、ずれの向きが不明であったり、河川や海の浸食作用など
他の原因で形成された疑いが残るもの。
本書では、確実度Ⅰと確実度Ⅱの活断層を地図に表示している。
関連する用語：活断層、（活断層の）活動度、（活断層の）活動間隔、活断層調査

付図1-2

大阪府門真・守口市の西三荘・八雲東遺跡の液状化跡［門真・守口両市の教育委員会が発掘、寒川旭氏撮影］
慶長伏見地震と呼ばれる1596年の地震による液状化層の変形がよく分かる。

活断層
活断層とは、最近の地質時代に繰り返し活動し、将来も活動することが推定される断層のことである。

－ 462 －

最近の地質時代としてどこまでさかのぼるかである

うに地震が発生したかをトレンチ調査によって調べが、「新編日本の活断層」では、第四紀（約200万年前る。そしてさらに、その断層の深部の形態を知るたから現在までの間）に動いたとみなされる断層を活めに、地下構造調査を行う。

断層と定義している。しかし、さかのぼる年代を数[地形調査]
活断層に沿って、断層運動の繰り返しによって生十万年前位とする研究者もいる。
活断層の存在は、その活断層が繰り返しずれた跡

じた土地のずれや特殊な地形（断層変位地形という：が地形（図2-23参照）や地層に残されていることによ

図2-23参照）が認められることが多い。空中写真を用り確認される。新しい時代に形成された地形や地層

いた地形調査では，二枚の空中写真を使って立体的に比べて，古い時代に形成された地形や地層ほど大に地形を観察して，地形の微妙な起伏や食い違いをきくずれていれば，繰り返しずれを生じた証拠と考詳しく読み取り，断層運動の繰り返しによってできえられる。古いものほど地震を多数回経験しているた地形を見つけだす。

ので，大きくずれているからである。そしてまた，

空中写真による調査のほかに，現地での調査も重今後も同じようにずれを繰り返して地震が発生する要である。現地では，ずれている地形の詳しい測量と考えられる。

をしたり，地形をつくっている地層や断層が露出し活動が活発な活断層は、その活動の繰り返しによっている崖などの観察を行ったりする。活断層の活動てずれが累積するため，盆地・平野などの低地と山度を求めるためには、活断層によりずれている地層

地の境界を形成する。したがって，活断層はこのよや地形がいつ作られたものなのかを知る必要があり、

うな大きな地形の境界の周辺に見つかることが多い。

そのための試料等も採取する。
地層や地形がいつ作られたかは、地層に含まれる

なお、M7程度より大きい陸域の浅い地震は、活断層

有機物の放射性炭素の年代測定や、地形を覆う火山で発生することが多い。
また、沖積層が厚く堆積している地域などでは、

灰（火山灰は火山の大規模な噴火の時などごく短い期

地下にこれまで繰り返し活動してきた断層が存在し間に堆積するので、年代を決める良い指標になる）なても、繰り返しの断層運動により累積したずれが、どから求められる。

必ずしも地表には現れない。このような断層を伏在[トレンチ調査]
断層を横切るようにトレンチ（調査溝）を掘り地層断層という。
陸域の浅い地震が今後起こる可能性を評価するには、一つ一つの活断層の性質（どのくらい活発なのか：を観察して、活断層の過去の活動歴を調査する最も直接的な調査方法（図2-26参照）。

活動度、一回の地震に伴ってどれだけのずれが生じ

掘削によって露出した地層のずれの量やその地層

るのか、どのくらいの時間間隔で活断層が活動するの年代に関する情報を入手し、長期間にわたる過去のか：活動間隔、最近の活動はいつなのか等）を知るの活動時期・活動間隔・ずれの量を明らかにして、地ことが重要である。これらの情報を得るために、最震の規模・時期などの今後の活動予測の資料とする。

近の活断層調査では、地形的な調査だけでなく、直[地下構造調査]
トレンチ調査では通常深さ数ｍまでの地層の情報

接活断層を掘るトレンチ調査が行われることが多い。

が得られるが、それより深い地下の断層の形態や位関連する用語：（活断層の）活動度、（活断層の）活動置を知るためには、様々な地下構造探査技術が用い

間隔、（活断層の）
確実度、活断層調査られる。その中では弾性波探査及びボーリング調査が多く用いられる。地表では活断層が認められない場所でも、地層の食い違いの量と場所を推定するために、地下構造調査が行われることがある。地下構

活断層調査
陸域の活断層で発生する地震の発生間隔はおおよ

造探査により、トレンチ調査では分からない地下深そ1,000年またはそれ以上であるために、歴史の資料

部の構造や、海底下・川底の様な場所でも断層に関のみから活断層の活動歴を調べることは困難であり、する情報を得ることができる。

どうしても有史以前の資料が必要である。そのための活断層の調査方法としては、地形調査、トレンチ

関連する用語：活断層、（活断層の）活動度、（活断層調査、地下構造調査などがある。一般的にいえば、の）活動間隔、（活断層の）確実度、歴はじめに空中写真を用いた地形調査を行い断層の位

史の資料によって知られている地震

置・確実度を確かめ、さらにその断層で過去どのよ－ 463 －

付録

（活断層の）活動間隔

群発地震

活断層の活動間隔とは、一つの断層または断層帯

前震・本震・余震の区別がはっきりせず、ある地のある部分が繰り返し活動する時間間隔、すなわち域に集中的に多数発生するような地震群を群発地震

地震の繰り返し間隔のことである。大雑把にいえば、と呼ぶことがある。（前震－）本震－余震型の地震活

活動度Ａ級の活断層の平均活動間隔は千年～数千年動の場合は、余震の回数は時間とともにある程度規程度、活動度Ｂ級の活断層のそれは約１万年程度で則的に減少するが、群発地震活動の場合は、消長をある。

繰り返しながらやがて収まっていくというような活動をする。

関連する用語：活断層、（活断層の）活動度、（活断層

群発地震活動の中で、個々の地震の規模はM6よりの）確実度、活断層調査

大きくなることはまれであるが、M5程度の地震が発生して局所的に被害が生じることがある。過去の例
としては、1965年から数年間続いた長野県の「松代群発地震」が有名で、有感地震は６万回を超えた。こ（活断層の）活動度
活動度とは，活断層の活動の活発さの程度であり、の群発地震で最大の地震のマグニチュードはM5.4でその活断層が長期間にずれを累積してきた平均的なあった。最近では、伊豆半島東方沖で、しばしば群速さ（これを平均変位速度と呼ぶことがある）により発地震が発生している。群発地震は、火山の周辺で表される。

発生していることが多いが、火山との関係について、

地形（あるいは地層）が形成されてから現在までのはっきりとしたことはまだ分かっていない。

時間（Ｔ），活断層で繰り返し地震が起こり，その結果，

なお、群発地震については、被害がなくても、本地形あるいは地層のずれの量が，Ｄの値となったと

報告書の主な被害地震を示している図に図示していすれば，活断層のずれの平均的な速さ（Ｓ：平均変位る場合がある。

速度）は、以下のように表される。
関連する用語：前震、本震、余震

Ｓ＝Ｄ／Ｔ
なお，活動度を簡便に表すため，ずれの平均的な速さから活断層をＡ～Ｃのランクに分けて表現することが多い。

地震動

活動度Ａ級の活断層は、1,000年あたりの平均的なずれの量が 1 m以上10m未満、地震により生じた地面の揺れのことを地震動と言う。地震動には、揺れが大きい・小さい、周期が長い・

活動度Ｂ級の活断層は、1,000年あたりの平均的なずれの量が10cm以上 1 m未満、短い、揺れている時間が長い・短いなど、いろいろな性質がある。それぞれの性質によって違いはある

活動度Ｃ級の活断層は、1,000年あたりの平均的なずれの量が 1 cm以上10cm未満。

が、一般に地震動が強くなると、家屋の倒壊、地盤の液状化現象、山崩れや地すべりなどが発生し、被1,000年あたりの平均的なずれの量が10m以上の活害が生じることがある。

断層は、日本の陸域では知られていない。日本では、

地震動は、一般に震源域に近いほど強いが、震源

活動度Ａ級の活断層は約100、活動度Ｂ級の活断層域から離れていても地盤が軟らかいところでは、強は約750、活動度Ｃ級の活断層は約450知られている。

い地震動が生じることがある。また、地震動の強さは、

活動度Ｃ級の活断層はずれの平均的な速さが小さい

断層運動の進行方向やずれの量、地下構造などにもので、地形に残された累積したずれが、その後の侵影響される。例えば、「平成 7 年（1995年）兵庫県南部

食によって不明瞭になっていることが多い。そのた地震」では、断層運動の進行方向や神戸市付近の地下め、実際に存在する活動度Ｃ級の活断層は、もっと構造によって局所的に地震動が強くなり、それが被多い可能性がある。

害を大きくした一因と考えられている（本文2-5(1)参照）。

関連する用語：活断層、（活断層の）活動間隔、（活断層の）確実度、活断層調査

なお、強い地震動のことを強震動と呼ぶ。また、地震動の強弱を表す数字のひとつに震度がある。
関連する用語：震度、地盤、液状化現象、土砂災害、断層運動－ 464 －

なども起こしやすい。

地震の空白域
プレート境界に沿って繰り返し発生するプレート

日本で軟弱地盤を構成する主なものは、最も新し間地震などは、長い期間を見ると、震源域がある列い地層である沖積層で、海岸平野、河川背後の低湿状に配列する。このような地震が、いくつか発生し地や台地や丘陵地を刻む浅い谷などに分布している。

た場合、まだ地震が発生せずに残されている領域でまた、埋め立て造成地盤も軟弱地盤として扱われる。

は、将来地震が発生する可能性がある。本報告書では、関連する用語：沖積層、液状化現象

その領域のことを地震の空白域と呼ぶ。
関連する用語：震源域

ＧＰＳ
ＧＰＳ（Global Positioning System：汎地球測位システム）は、人工衛星を利用して位置を求めるシス

地震波
地震のときに岩盤がずれ動くことによって、地中

テムで、もともとアメリカ合衆国が航空機や船舶なに振動が生じ、周囲に波として伝わっていく。このどからその位置を知るために開発したシステムであ波のことを地震波と言う。地震波が地表に到達し、る。地上約 2 万kmを周回する24個の人工衛星（ＧＰ

地面が揺り動かされることによって、我々は地震のＳ衛星）のうち 4 個以上の衛星からの電波を同時に受

揺れ
（地震動）
を感じる。

信し、それぞれの衛星の位置と受信した時刻から受地震波は、地中を伝わる実体波と地表面を伝わる

信した位置が求められる。この方法は、現在カーナ

表面波に分けられる。実体波は、さらにＰ波とＳ波

ビゲーションでも利用されている。さらに、複数のの二つに分けられる。Ｐ波は縦波（波の進行方向と同地点での受信データを比較することにより、相互のじ方向に振動する波）であり、伸び縮みが伝わってい相対的な位置を決定する手法が開発され、非常に高く。縦波の例としては音波がある。Ｓ波は横波（波のい精度で距離の測定ができるようになった。その精

進行方向に対して垂直な方向に振動する波）であり、度は、100万分の 1 から1000万分の 1 以上（10km当た

ねじれが伝わっていく。また、表面波は、池に石をり1cmから1mmの誤差）である。これを利用すること落としたときに水面にできる波のように、地表面をにより、広域の地殻変動を高精度で連続的に検出す伝わっていく。

ることが可能になり、長い期間と多くの労力を必要

我々が地震の揺れを感じるときは、まずＰ波によとする従来の測量に代わって活用されている。

りガタガタと上下方向の小刻みな揺れを感じた後、

なお、日本では、広域の地殻変動を連続的に観測

Ｓ波によりゆさゆさと横方向の揺れを感じる。Ｐ波するため、国土地理院などが平成20年 3 月末現在でがＳ波よりも速く伝わる（約1.7倍）ためである。Ｐ波

全国に約1,350点のGPS連続観測点を設置し、効率的とＳ波の到達時間の差（初期微動継続時間とも呼ばれに連続観測を行っている。

る）から、震源までのおよその距離が分かるので、震源の決定に利用されている。

関連する用語：地殻変動

関連する用語：地震動、震源

震源・震源域
地震とは地下の岩盤の破壊現象であり、一般にはある面（断層面）に沿って、その面の両側の岩盤が急地盤
土木構造物の基礎になったり、工事の対象になる

激にずれ動く現象である。この「ずれ」は、ある点か

地球の表層部分をさす言葉。地盤は固結の程度によっら始まって周囲に面状に広がっていく。最初に「ずれ」て、固結地盤（岩盤）、半固結地盤、未固結地盤（土）が始まった点を震源と言い、「ずれ」が生じた範囲全に分けられる。また、盛土や埋立地は人工地盤と呼体のことを、本報告書においては震源域と言う。主ばれる。

な被害地震を示した図などに示した震源あるいは震非常に柔らかい粘土や緩い砂からなる地盤は軟弱

源域は、それらを地表に投影したものである。なお、地盤と呼ばれ、建造物の基礎としては建物などを支

震源の直上の地表の点は震央と呼ばれることがある

える力が不足し、すべり破壊や地盤沈下等の障害が（付図1-3）。

しん おう

発生しやすい。また、地震による液状化、不同沈下－ 465 －

このように「地震が生じたところ」は、点ではなく、

付録

日本では、1880年代から震度の観測が行われており、1991年に震度計が導入される以前は、人間が感じた揺れの強さや被害の状況などを基に震度が判断されていた。震度階級は何回か改正されており、現在の震度階級は平成 8 年10月から用いられている。
それまでは、震度0 ～ 7までの 8 階級の震度階級が用いられていた（参考資料 2 ）。また、震度の観測が始まるより前に発生した地震の震度は、被害状況などから推定されている。
震度を求める震度計は、地面の揺れの強さを数値化する器械である（参考資料 3 ）。震度計では、人が従来決めた震度とほぼ一致する数値が得られる。計算により得られた数値を計測震度と言い、計測震度
付図1-3の小数点以下を四捨五入して整数にしたものが、震震源・震源域度となる。なお、震度の５及び６については、表れ

面的な広がりを持ち、マグニチュードが大きくなるる現象や被害に幅があることから、5弱と5強、6弱とほど震源域は広くなる。例えば、震源域の広がりを

6強の階級に分けられている。震度の計算には地面の見ると、M8程度の巨大地震では、幅数十km以上、揺れの加速度、周期、継続時間が複雑に関係してい長さ100km以上に及ぶことがあるが、M4程度の地震る。震度 7 の下限である計測震度6.5に対応する加速では、幅、長さともに 1 km程度である。

度は、周期が0.1秒のとき約2,700ガル、周期が2.0秒

震源は地震波の観測から即座に求めることができのとき約530ガルである（この値は継続時間が十分長るが、震源域の推定には時間がかかる。震源域は余いときの３成分合成値である）。

震の分布、津波の波源域、地表に現れた断層などか（注）本報告書では、平成 8 年 9 月以前の地震については、それまでの震度階級（参考資料 2 ）に基づら推定されている。

いて記述されている。

本報告書の図中の震源域は、原則として、陸域にかかる地震については断層モデル、海域の地震については津波の波源域を示している。陸域の地震の震関連する用語：マグニチュード

源域については、断層が垂直に近いことが多いため、地表面に投影した場合、実際の震源域の大きさより※参考資料１（気象庁震度階級関連解説表）

狭く見える。逆に、津波の波源域は津波が発生した

参考資料２（気象庁震度階級（1949）と参考事項（1978））

範囲を示すので、地下の震源域の地表面への投影よ参考資料３（震度階級を定めた気象庁告示）

り広くなりがちである。

前震・本震・余震

関連する用語：断層、マグニチュード

一般に、地震が発生すると、その地震が発生した場所で、それより小さい地震が多数発生する。最初の地震を本震、それに続く小さな地震を余震と言う。

震度
震度とは、地震による地面の揺れ（地震動）の強さ

余震の回数は、本震の直後には多いが、ある経験式の程度を表す量である。地面の揺れの強弱は地震被に沿って、時間とともにある程度規則的に減少する。

害と密接な関係があるので、震度は地震防災上重要

本報告書の本文中のところどころにある「余震は順調な情報として活用されている。現在日本では、震度計に減少した」という記述は、その経験式に沿っているを用いて観測され、地震発生後、すぐに気象庁から発ことを示す。余震の規模は本震のマグニチュードよ表される。揺れの弱い方から順に、0、1、2、3、4、5弱、り 1 程度以上小さいことが多いが、本震の規模が大5強、6弱、6強、7の10段階で表される気象庁震度階級

きい場合は、余震でも被害が生じる場合がある。なお、が用いられている。また、気象庁では、ある震度が観

余震のうち最大の規模を持つ地震を最大余震、余震

測された場合、その周辺で実際にどのような現象や被が分布している領域を余震域と呼ぶ。また、余震の害が予想されるかを表にしている（参考資料１）。

多くは本震の震源域の中で発生し、特に本震の直後－ 466 －

（数時間から１日程度の間）の余震の分布は、本震の震源域をよく表している。
各地方の被害地震の例で掲載した余震回数の推移を示すグラフでは、余震回数として、ある観測点で観測した回数（有感の場合には、揺れを感じた回数）を示した場合と、気象庁の地震観測網により観測された地震数を示した場合がある。気象庁の地震観測網により観測されている場合には、どこかの観測点
で有感であった場合に、有感余震としている。
本震が発生するより前に、本震の震源域となる領域で地震が発生することがあり、それを前震と言う。
前震は、規模も小さく数も少ない場合が多いが、かなり多数発生して被害を及ぼすこともある。また、前震は本震の直前～数日前に発生することが多いが、一ヶ月以上前から発生することもある。ただし、本震が発生するより前に、ある地震が前震であるかどうかを判断することは、現状では難しい。
上記のうち、本震と余震のみの地震活動を本震－
余震型、前震も発生している場合は、前震－本震－

付図1-4 正断層、逆断層、横ずれ断層（右横ずれ、左横ずれ）
正断層は、上盤（傾いた断層の上側の部分）が相対的に下がる縦ずれ断層。
逆断層は、上盤が相対的に上がる縦ずれ断層。
横ずれ断層は、断層に向かって人が立ったとき、向かい側の地面が右にずれていたら右横ずれ断層、左にずれていたら
左横ずれ断層。

余震型の地震活動と呼ぶ。
なお、前震・本震・余震の区別がはっきりせず、

このような断層のタイプはそこに働く力の状態とある地域に集中的に多数発生するような地震群を群

密接に関係している。一般的に、逆断層や横ずれ断発地震と呼ぶことがある（群発地震の項参照）。

層は水平に圧縮される力がかかっているところで、正断層は水平に引っ張られる力がかかっているところで発生することが多い。日本付近では、プレート

関連する用語：震源域、群発地震の運動により圧縮されるような力を受けているので、逆断層や横ずれ断層がよく見られるが、別府－島原
地溝帯では正断層が見られる。

断層
地層を観察すると、元はつながっていた地層がある面を境に食い違っていることがある。このような関連する用語：震源・震源域、活断層

食い違いの構造を断層と呼び、その食い違いの境界面を断層面という。
地震とは、断層面に沿ってその面の両側の岩盤が地殻・マントル

急激にずれ動く現象（断層運動）である。一般に「ずれ」

地球の内部構造を見ると、まるで卵のような構造

はある一点から始まり断層面に沿って周囲に広がっをしている。卵の殻にあたる地球の一番外側の部分ていく。この急激な断層運動によって、地下に蓄えを地殻、白身にあたる部分をマントル、黄身にあたられていた歪みのエネルギーが放出される。地震のる部分を核と呼ぶ。

原因となった断層は多くの場合は地表では観察され地殻の厚さは、大陸では30 ～ 40km、ヒマラヤなないが、陸域の浅いところでM7程度より大きい地震

どの大山脈の下では50 ～ 60kmであるが、日本ではが発生した場合には、地下の断層の一部が地表に現30km前後である。また、海域の地殻の厚さは通常れて、地表にずれが生じることが多い。

10km以下である。どちらにせよ、半径約6,370kmの断層は、ずれの方向により、縦ずれ断層と横ずれ断層に分けられる（付図1-4）。更に、縦ずれ断層は

地球全体から見れば、地殻は地球表面の非常に薄い層である。

正断層と逆断層に、横ずれ断層は右横ずれ断層と左マントルは、地殻の下から核の上（深さ約2,900km）

横ずれ断層に分けられる。実際の断層を見ると、付までの間の部分にあり、体積にして地球の約83%を

図1-4の様な純粋なものは稀で、縦ずれと横ずれの混占めている。マントルの中は一様ではなく、通常三じったものが多い。

つの層に分けて考えており、一番地殻に近い層を上－ 467 －

付

録部マントルと呼ぶ。
地殻は、マントルに比べて比較的壊れやすい性質を持っているので、陸域の浅い地震は地殻の中で発生している。なお、プレートテクトニクスで用いられるプレートとは、地殻と上部マントルの一部を指し、その厚さは数十kmほどである（プレートテクト
ニクスの項参照）。
関連する用語：プレートテクトニクス

付図1-5

地殻変動

沖積層の形成過程

地球の表面を構成する地殻には、さまざまな力が厚い（30m程度以上）ところは、地震の際地震動が増加わり、さまざまな変動が生じている。本報告書では、幅されやすく、また、構造物の不同沈下や液状化なこの変動を地表面の変形として捉えたものを地殻変

どの地盤災害を起こしやすい。

動という。地殻変動にはさまざまなタイプがあり、沖積平野は日本全土の約13%にすぎないが、日本

地質学的な長期間に亘って山脈が隆起したり、平野の主要な都市は沖積平野に集中している。そのため、が沈降したり、プレートが移動するようなものから、

軟弱地盤対策が我が国の地震防災の基本的課題とな

短時間に生じる地震時の変動など、さまざまな時間る。

的・地域的スケールを持つものがある。
広域の地殻変動の検出は、従来から平面位置を求関連する用語：地盤、液状化現象、地震動

める測量（三角測量など）や高さを求める測量（水準測量）によって行われていた。また、海水面の高さを求めることにより海岸の隆起や沈降を長期的に観測す

津波・
（津波の）
波源域・津波地震

ることも行われている。本報告書では、地域別に従津波とは、海底の地形が急に変わることによって、来の測量結果を解析して求めた地殻の伸びや縮みを海面に生じる波のことである。風波などと異なり、図示した。最近では、効率的でほぼ連続的に実施で周期が長く、10 ～ 20分程度のことが多いため、海岸

きるGPS観測などによっても広域の地殻変動が観測などでは波と言うよりは、潮の異常な干満のようにされている。このほか、地下のトンネルなどを利用

見えることが多いが、その速度は後述のように非常して地面の伸び・縮みや傾きの変化の精密な観測もに早い。津波の原因は、海底下の浅いところで発生行われている。

した地震による海底の隆起や沈降が主なものである
が、まれに海底火山の噴火、海底地すべり、海岸近関連する用語：GPSくの山崩れの場合もある。なお、津波が発生した領域、
すなわち、津波の原因となる海底の隆起や沈降を起こした領域を津波の波源域と呼ぶ。波源域は、地下の震源域の地表面への投影よりは広くなりがちであ

沖積層
現在の河川や海の働き（堆積作用）により形成される。

た地層，すなわち最も新しい地層のこと。主に固まっ津波の高さは、沖合では比較的小さいが、水深がていない泥、砂、石などからなり，低地（沖積平野）

浅くなるにしたがって大きくなり、沿岸の地形の形を形成している。

状によってさらに増幅されることがある。三陸沖で沖積層の形成過程は、以下のとおりである（付図発生した1896年や1933年の地震による津波災害（それ1-5）。約18,000年前に海面が最も低下した時期があぞれ明治三陸地震津波、三陸地震津波と呼ばれる）はり、その時期に河川が侵食して深い谷を形成した。

有名であり、津波の高さは20mを超えたところがあ

その後の海面上昇によりこの谷は堆積物に埋められる。また、1960年のチリ地震津波のように外国で発た。その堆積物が沖積層である。

生した大きな地震による津波が日本に被害を及ぼす

沖積層は、一般にその下にある古い地層（基盤）にこともある。

比べ軟弱で、地震に対する危険度も高い。沖積層の－ 468 －

津波が伝わる速さは、水深が深いほど速く、例えば水深4,000mの外洋では秒速200mにもなる。それにので、本震発生後も注意を必要とする。

比べ、海岸近くの浅いところでは秒速10m前後と遅関連する用語：地震動

くなるが、それでも人間が走る速さよりも速い。
津波地震とは、単に津波を伴う地震を意味することもあるが、断層が通常よりゆっくりとずれて、人が感じる揺れが小さくても、発生する津波の規模が被害地震大きくなるような地震を意味することが多い。本報被害の種類や程度に係わらず、何らかの被害を及告書では後者の意味で用いている。津波地震の例とぼした地震を、本書では被害地震としている。被害

しては、1896年の明治三陸地震津波を引き起こした地震はM6.5程度以上のことが多いが、震源の深さが地震が有名である。

ごく浅い場合や、震央付近の地盤が悪い場合などは、M5程度でも被害地震となることがある。また、被害関連する用語：震源域、断層が生じた場所の震度は通常震度5弱以上である。
関連する用語：震度、マグニチュード、震源、震央

土砂災害（斜面崩壊・土石流・地すべり）
地震動により、山崩れ等の土砂移動が生じ、人命や建物などに被害を及ぼすことがある。

プレートテクトニクス

一般に降雨による斜面崩壊は、表層物質が厚く堆プレートテクトニクスとは、地球の様々な変動の積して、周りから水を多く集める（集水面積の大きい）

原動力を地球の全表面を覆う十数枚の厚さ数十kmほ

凹型の斜面で発生することが多いが、地震動によるどの岩盤（プレート）の運動に求め、そのプレートの斜面崩壊は、振動が集中しやすい凸型の斜面で発生

境界部に様々な変動が生じることにより、地震や火することが多い。また、地震がきっかけとなって山山をはじめとする様々な地学現象を統一的に解釈し体そのものが大崩壊することがある。
「昭和59年（1984

ようという考え方であり、1960年代の後期に登場し年）
長野県西部地震」（M6.8）による御岳崩れや、1792た。

年の島原半島の地震（M6.4）による眉山の崩壊などがプレートはそれぞれ別々の方向に年間数cm程度の有名である。造成地などでも、傾斜した部分で崩壊

速さで移動している。したがって、それぞれのプレー等が発生することが多いが、地震動が増幅されやす

ト境界では、プレートが離れ合ったり、近づき合っ

い盛土で発生することが多い。

たり、あるいはすれ違ったりする（図2-16参照）。プ

山腹で崩壊した大量の土砂が谷の堆積物や水を含レートが離れ合う境界では、大西洋中央海嶺や東太んで土石流となって流下し、大きな被害をもたらす

平洋海膨などの海底山脈が形成され、その中に大きこともある。また、斜面崩壊や土石流などが発生しな裂け目が形成される。近づき合う境界では、プレー

た場合、河川のせき止め、決壊による二次災害が発

ト同士が衝突して山脈が形成されたり、一方が他方生する場合もある。1847年の善光寺地震（M7.4）ではに沈み込んで、海溝や弧状に配列した島々（弧状列

山崩れにより犀川が堰き止められ湖が形成され周辺島と呼ぶ：アリューシャン列島、千島列島、日本列島、地域が水没するとともに、その後湖の縁が決壊して南西諸島などがその例）が形成される。すれ違いの境

下流域に甚大な被害が生じた。

界は、トランスフォーム断層と呼ばれる横ずれ断層

地すべりは緩やかな斜面で広い範囲がゆっくりとである。このように、プレート境界部は、種々の変滑り下る現象であるが、地震動が引き金となって地動の舞台となり、地震や火山も主にプレート境界にすべりが発生することがある。「平成 7 年（1995年）兵沿って分布する。プレートの境界部以外は安定して庫県南部地震」でも地すべりが生じたが、神戸側の丘

おり、変動の少ない安定した大陸や大洋底を形成し陵地域では、地すべりに伴う亀裂により局所的な被ている。

害が生じた。

日本列島とその周辺は、複数のプレートが互いに斜面崩壊や地すべりなどは、地震動や降雨などが近づき合っている地域で、太平洋プレート、フィリ

原因となって引き起こされるが、地域的な地質、地ピン海プレート、そして陸側のプレートと最低３つ形、地下水の状況などの自然的な要素がその発生ののプレートがあるとされている（図2-17参照）。太平

下地になっている。なお、斜面崩壊や地すべりなどは、

洋プレートは、ほぼ東南東の方向から年間８cm程度

本震後の余震や降雨などにより発生することもあるの速さで日本列島に近づき、千島海溝、日本海溝で－ 469 －

付

録

陸側のプレートの下に、伊豆・小笠原海溝でフィリ

マグニチュード

ピン海プレートの下に沈み込んでいる。フィリピン

震度が地震による地面の揺れ（地震動）の強さを表

海プレートは、ほぼ南東方向から年間3 ～ 7cm程度すのに対し、マグニチュードは、地面の揺れを引きの速さで日本列島に近づき、相模トラフ、駿河トラ起こした原因（震源）そのものの規模を表す量である。

フから南海トラフ、さらに南西諸島海溝で、陸側のそのため、１回の地震でも、震度は場所によって変プレートの下へ沈み込んでいる。

わるが、マグニチュードは変わらない。また、テレビ、プレートが沈み込む海溝やトラフの付近では規模の大きな地震が発生することがある。このような大新聞などでは「地震の規模を表すマグニチュード」と表現されることがある。

地震は、海洋側のプレートの沈み込みに伴って陸側

マグニチュードは震度のように直接観測できないのプレートの端が引きずり込まれ、やがてそれが限ので、各地の揺れの大きさなどから推定される。マ界に達したときに陸側のプレートが跳ね上がる、とグニチュードが大きいほど地震の規模が大きいこという断層運動により発生する（図2-21参照）。このよを示しており、マグニチュードが１大きくなると地震

うな地震をプレート間地震またはプレート境界型地のエネルギーは約30倍大きくなるという関係がある。

震という。断層長が100km以上に達するときにはM8

マグニチュードは、しばしばＭというローマ字で程度の地震になる。

表される。本報告書では、例えば、「「平成 7 年（1995年）

海溝などから沈み込んでいくプレートの内部で大兵庫県南部地震」（M7.3）
は、……」などと用いている。

規模な破壊が発生し、大地震が起こることもある。

また、一般にM8程度以上の地震を巨大地震、M7

また、ある程度沈み込んだプレートの内部で破壊が以上の地震を大地震と呼ぶことがあり、このような起こると深い地震が発生する。これらを沈み込むプ

地震が発生すると何らかの被害が生じることが多い。

レート内の地震という。また、プレートの沈み込み

また、それより小さい地震でも発生場所によってはに伴って周囲にかかる力によって、沈み込むプレー被害が生じることがある。

ト境界から少し離れたところで、陸域の浅い地震である陸域のプレート内地震が発生する。

本報告書で扱っている地震については、原則として理科年表のＭの値を用いた。理科年表に載っていなお、東北日本の日本海東縁に沿ってプレートのない地震については、1884年以前の地震は「新編日本境界があるとする説（図2-17、図2-18参照）も出され

被害地震総覧」、1885年～ 1925年の地震は宇津の論文、ており、近年ここでは大きな地震が南北方向に連な

1926年以降の地震は気象庁資料を用いた。

るように発生している。また、南西諸島の北西側では、陸側のプレート（東シナ海）が南西諸島の列に直関連する用語：震度

交する方向に引っ張られるような力が加わっており、
沖縄トラフと呼ばれるやや浅い溝状の地形が形成さ《マグニチュードと震度の関係》

れ（図2-3参照）、いくつか地震が発生している。

マグニチュードと震度の関係は、電球の明るさ[テクトニクス]（ワット数）と机の上の明るさとの関係に似ている（付地下の構造を造りだすような運動、造構造運動に

図1-6）。同じ電球からの光でも、机が部屋のどこに関する学問のこと。変動論とも呼ばれる。

あるかによって机の上の明るさが異なるように、１[海溝・トラフ]つの地震でも、地震が発生した場所（震源域）からの細長い深海底の溝状の地形。両側の斜面が比較的

距離や方向によって震度が異なる。例えば、「平成急で、水深は通常6,000m以上のものを海溝と呼ぶ。

7 年（1995年）兵庫県南部地震」（M7.3）の場合、震源海溝に比べ浅く、幅が広いものを、トラフ（舟状海盆）域近くのいわゆる「震災の帯」では震度 7 となったが、と呼ぶ。

神戸海洋気象台や洲本測候所では震度 6 、京都、彦根、

一般的には、プレートの沈み込み帯にあたり、山豊岡では震度 5 となり、震源域から離れるにしたがっ脈や弧状列島に沿って形成されている。トラフは、て震度は小さくなった。震源域から遠く離れた東京

地形的な特徴が海溝ほど顕著ではないが、構造・成では、さらに震度は小さくなり、震度 1 であった。

因など基本的には海溝と同じである。ただし、沖縄

また、電球や机の位置が変わらない場合でも、電トラフのように、大陸性の地殻が引っ張られて形成球の明るさ（ワット数）によって机の上の明るさが異される溝状の地形もある。

なるように、同じ場所で発生した地震でもその規模（マグニチュード）によって、震度が異なる。

関連する用語：地殻・マントル、地殻変動

一般に、マグニチュードが大きいほど、かつ、地－ 470 －

はない。例えば、古くから都のあった近畿地方では歴史の資料が豊富であり、数多くの地震が知られている。一方、歴史の資料が比較的少ない地方では、知られている地震の数が少ない場合があるが、必ずしもその地方で発生した地震が少ないことを意味するわけではない。また、記録漏れによって実際には存在した地震が知られていない場合や、誤った記録
によって実際には存在しなかった地震が知られている場合がある。
一方、トレンチ調査や遺跡発掘調査などで発見された、断層や液状化跡などの地震の痕跡は、歴史の資料がない時代に発生した地震を知る手がかりとなる。これらの地震と歴史の資料によって知られてい
付図1-6

マグニチュードと震度の関係は、電球の明るさ（ワット数）と机の上の明るさとの関係に似ている。

る地震を含めて、古地震と言うこともある。
また、歴史の資料によって知られている地震の震源や震源域は、被害状況や津波の状況などを基にし震の発生場所（震源域）に近いほど、震度は大きくなて推定されるので、誤差が比較的大きい。古い地震る。しかし、マグニチュードが大きくても震源域かのマグニチュードは、被害が及んだ範囲などから推ら離れていれば震度は小さい。なお、震度は、地震定されている。

が発生した深さ、断層のずれ方、地震波の伝わり方、

日本で、全国的に器械を用いた近代的な地震観測

地盤の状況などにも関係するので、震源域から離れが行われたのは、1885年以降であり、まだ約100年しるにしたがって一様に減衰するものではない。

か経っていない。地震の繰り返し間隔は、プレート間地震のような短いものでも100年以上、陸域の活断層で発生する地震については1,000年以上であるので、日本の地震活動の特徴を把握するためには、歴歴史の資料によって知られている地震
本報告書では、器械を用いた近代的な地震観測が史の資料などによる地震の情報は非常に重要である。

開始される以前に発生した地震のうち、歴史の資料

なお、本報告書では、1885年を境に、色を変えて（古文書等）に記述されている地震（歴史地震とも言

被害地震を図示している。

う）のことを意味している。
歴史の資料の質や量は、時代や地域によって異な関連する用語：活断層調査、液状化現象

るので、全国的に均質に地震が知られているわけで－ 471 －

付録

（参考資料１）

気象庁震度階級関連解説表
使用にあたっての留意事項

建物や構造物の状態、地盤の状況により被害は異（1）気象庁が発表している震度は、原則として地表やなります。

低層建物の一階に設置した震度計による観測値で（4）この資料では、ある震度が観測された際に発生すす。この資料は、ある震度が観測された場合、そる被害の中で、比較的多く見られるものを記述しの周辺で実際にどのような現象や被害が発生するており、これより大きな被害が発生したり、逆にかを示すもので、それぞれの震度に記述される現小さな被害にとどまる場合もあります。また、そ象から震度が決定されるものではありません。

れぞれの震度階級で示されている全ての現象が発（2）地震動は、地盤や地形に大きく影響されます。震

生するわけではありません。

度は震度計が置かれている地点での観測値であり、（5）この資料は、主に近年発生した被害地震の事例か同じ市町村であっても場所によって震度が異なるら作成したものです。今後、 5 年程度で定期的にことがあります。また、中高層建物の上層階では内容を点検し、新たな事例が得られたり、建物・一般に地表より揺れが強くなるなど、同じ建物の構造物の耐震性の向上等によって実状と合わなく中でも、階や場所によって揺れの強さが異なりまなった場合には変更します。

す。

（6）この資料では、被害などの量を概数で表せない場（3）震度が同じであっても、地震動の振幅（揺れの大きさ）、周期（揺れが繰り返す時の 1 回あたりの時合に、一応の目安として、次の副詞・形容詞を用いています。

間の長さ）及び継続時間などの違いや、対象となる

用語

意味

まれに

極めて少ない。めったにない。

わずか

数量・程度が非常に少ない。ほんの少し。

大半

半分以上。ほとんどよりは少ない。

ほとんど

全部ではないが、全部に近い。

が
（も）
ある、

当該震度階級に特徴的に現れ始めることを表し、量的には多くはないがそ

が
（も）
いる

の数量・程度の概数を表現できかねる場合に使用。

多くなる

量的に表現できかねるが、下位の階級より多くなることを表す。

さらに多くなる

上記の「多くなる」と同じ意味。下位の階級で上記の「多くなる」が使われている場合に使用。

※気象庁では、アンケート調査などにより得られた震度を公表することがありますが、これらは「震度○相当」と表現して、震度計の観測から得られる震度と区別しています。

－ 472 －

●人の体感・行動、屋内の状況、屋外の状況
震度階級

人の体感・行動

屋内の状況

屋外の状況

０

人は揺れを感じないが、地震計には記
録される。

－

－

１

屋内で静かにしている人の中には、揺れをわずかに感じる人がいる。

－

－

２

屋内で静かにしている人の大半が、揺れを感じる。眠っている人の中には、目を覚ます人もいる｡

電灯などのつり下げ物が、わずかに揺
れる。

－

３

屋内にいる人のほとんどが、揺れを感じる。歩いている人の中には、揺れを感じる人もいる。眠っている人の大半が、目を覚ます。

棚にある食器類が音を立てることがある。

４

ほとんどの人が驚く。歩いている人のほ 電灯などのつり下げ物は大きく揺れ､棚
電線が大きく揺れる。自動車を運転していとんどが、揺れを感じる。眠っている人の にある食器類は音を立てる。座りの悪いて、揺れに気付く人がいる。
ほとんどが、目を覚ます。
置物が、倒れることがある。

５弱

電灯などのつり下げ物は激しく揺れ､棚にある食器類、書棚の本が落ちることが まれに窓ガラスが割れて落ちることがあ
大半の人が、恐怖を覚え、物につかまりある。座りの悪い置物の大半が倒れる。 る。電柱が揺れるのがわかる。道路に被たいと感じる。
固定していない家具が移動することがあ 害が生じることがある｡
り、不安定なものは倒れることがある。

５強

窓ガラスが割れて落ちることがある。補強
棚にある食器類や書棚の本で、落ちるもされていないブロック塀が崩れることがあ
大半の人が、物につかまらないと歩くこ のが多くなる。テレビが台から落ちることる。据付けが不十分な自動販売機が倒れとが難しいなど、行動に支障を感じる。
がある。固定していない家具が倒れるこることがある。自動車の運転が困難となとがある。
り、停止する車もある。

６弱 立っていることが困難になる。

６強

固定していない家具の大半が移動し、倒壁のタイルや窓ガラスが破損、落下するこれるものもある｡ドアが開かなくなること
とがある。
がある｡

壁のタイルや窓ガラスが破損、落下する
固定していない家具のほとんどが移動建物が多くなる。補強されていないブロッ
し、倒れるものが多くなる。
ク塀のほとんどが崩れる。
立っていることができず、はわないと動くことができない。
揺れにほんろうされ、動くこともできず、飛ばされることもある。

７

電線が少し揺れる。

壁のタイルや窓ガラスが破損､落下する建固定していない家具のほとんどが移動し物がさらに多くなる。補強されているブロッたり倒れたりし、飛ぶこともある｡
ク塀も破損するものがある。

－ 473 －

2

付

録

● 木造建物（住宅）の状況
木造建物（住宅）

震度階級

耐震性が高い耐震性が低い５弱－

壁などに軽微なひび割れ・亀裂がみられることがある。

５強－

壁などにひび割れ・亀裂がみられることがある。
壁などのひび割れ・亀裂が多くなる。

６弱

壁などに大きなひび割れ・亀裂が入ることがある。

壁などに軽微なひび割れ・亀裂がみられることがある。

瓦が落下したり、建物が傾いたりすることがある。倒れるもの
もある。

６強

壁などにひび割れ・亀裂がみられることがある。

７

壁などのひび割れ・亀裂が多くなる。
まれに傾くことがある。

壁などに大きなひび割れ・亀裂が入るものが多くなる。
傾くものや、倒れるものが多くなる。
傾くものや、倒れるものがさらに多くなる。

（注 1） 木造建物（住宅）の耐震性により２つに区分けした。耐震性は、建築年代の新しいものほど高い傾向があり、概ね昭和 56 年
（1981 年）以前は耐震性が低く、昭和 57 年（1982 年）以降には耐震性が高い傾向がある。しかし、構法の違いや壁の配置など
により耐震性に幅があるため、必ずしも建築年代が古いというだけで耐震性の高低が決まるものではない。既存建築物の耐震性は、耐震診断により把握することができる。
（注 2） この表における木造の壁のひび割れ、亀裂、損壊は、土壁（割り竹下地）、モルタル仕上壁（ラス、金網下地を含む）を想定している。下地の弱い壁は、建物の変形が少ない状況でも、モルタル等が剥離し、落下しやすくなる。
（注 3） 木造建物の被害は、地震の際の地震動の周期や継続時間によって異なる。平成 20 年（2008 年）岩手・宮城内陸地震のよ
うに、震度に比べ建物被害が少ない事例もある。

● 鉄筋コンクリート造建物の状況
鉄筋コンクリート造建物

震度階級

耐震性が高い耐震性が低い５強－

壁、梁（はり）、柱などの部材に、ひび割れ・亀裂が入ることがある。

６弱

壁、梁（はり）、柱などの部材に、ひび割れ・亀裂が入ることがある。

壁、梁（はり）、柱などの部材に、ひび割れ・亀裂が多くなる。

６強

壁、梁（はり）、柱などの部材に、ひび割れ・亀裂が多くなる。

壁、梁（はり）、柱などの部材に、斜めや X 状のひび割れ・亀裂がみられることがある。
１階あるいは中間階の柱が崩れ、倒れるものがある。

７

壁、梁（はり）、柱などの部材に、ひび割れ・亀裂がさらに多く

壁、梁（はり）、柱などの部材に、斜めや X 状のひび割れ・亀なる。

裂が多くなる。
１階あるいは中間階の柱が崩れ、倒れるものが多くなる。

1 階あるいは中間階が変形し、まれに傾くものがある。

（注 1） 鉄筋コンクリート造建物では、建築年代の新しいものほど耐震性が高い傾向があり、概ね昭和 56 年（1981 年）以前は耐震性が低く、昭和 57 年（1982 年）以降は耐震性が高い傾向がある。しかし、構造形式や平面的、立面的な耐震壁の配置に
より耐震性に幅があるため、必ずしも建築年代が古いというだけで耐震性の高低が決まるものではない。既存建築物の耐震性は、耐震診断により把握することができる。
（注 2） 鉄筋コンクリート造建物は、建物の主体構造に影響を受けていない場合でも、軽微なひび割れがみられることがある。

－ 474 －

3

● 地盤・斜面等の状況
震度
階級

地盤の状況

斜面等の状況

５弱
亀裂※1 や液状化※2 が生じることがある。

落石やがけ崩れが発生することがある。

地割れが生じることがある。

がけ崩れや地すべりが発生することがある。

大きな地割れが生じることがある。

がけ崩れが多発し、大規模な地すべりや山体の崩壊が発生することがある※3。

５強
６弱
６強
７
※1
※2

亀裂は、地割れと同じ現象であるが、ここでは規模の小さい地割れを亀裂として表記している。
地下水位が高い、ゆるい砂地盤では、液状化が発生することがある。液状化が進行すると、地面からの泥水の噴出や地盤沈下が起こり、堤防や岸壁が壊れる、下水管やマンホールが浮き上がる、建物の土台が傾いたり壊れたりするなどの被害が発生することがある。
※3 大規模な地すべりや山体の崩壊等が発生した場合、地形等によっては天然ダムが形成されることがある。また、大量の崩壊土砂が土石流化することもある。

● ライフライン・インフラ等への影響
ガス供給の停止

安全装置のあるガスメーター（マイコンメーター）では震度５弱程度以上の揺れで遮断装置が作動し、ガスの供給を停止する。
さらに揺れが強い場合には、安全のため地域ブロック単位でガス供給が止まることがある※。

断水、停電の発生

震度５弱程度以上の揺れがあった地域では、断水、停電が発生することがある※。

鉄道の停止、高速

震度４程度以上の揺れがあった場合には、鉄道、高速道路などで、安全確認のため、運転見合わせ、道路の規制等

速度規制、通行規制が、各事業者の判断によって行われる。（安全確認のための基準は、事業者や電話等通信の障害地域によって異なる。）
地震災害の発生時、揺れの強い地域やその周辺の地域において、電話・インターネット等による安否確認、見舞い、問合せが増加し、電話等がつながりにくい状況（ふくそう）が起こることがある。
そのための対策として、震度６弱程度以上の揺れがあった地震などの災害の発生時に、通信事業者
により災害用伝言ダイヤルや災害用伝言板などの提供が行われる。

エレベーターの停地震管制装置付きのエレベーターは、震度５弱程度以上の揺れがあった場合、安全のため自動停止

止する。運転再開には、安全確認などのため、時間がかかることがある。
※

震度６強程度以上の揺れとなる地震があった場合には、広い地域で、ガス、水道、電気の供給が停止することがある。

－ 475 －

4

付

録

● 大規模構造物への影響
長周期地震動※に超高層ビルは固有周期が長いため、固有周期が短い一般の鉄筋コンクリート造建物に比べて地震時

よる超高層ビルのに作用する力が相対的に小さくなる性質を持っている。しかし、長周期地震動に対しては、ゆっく

揺れりとした揺れが長く続き、揺れが大きい場合には、固定の弱いＯＡ機器などが大きく移動し、人も固定しているものにつかまらないと、同じ場所にいられない状況となる可能性がある。

石油タンクのスロ

長周期地震動により石油タンクのスロッシング（タンク内溶液の液面が大きく揺れる現象）が発生

ッシング

し、石油がタンクから溢れ出たり、火災などが発生したりすることがある。

大規模空間を有す

体育館、屋内プールなど大規模空間を有する施設では、建物の柱、壁など構造自体に大きな被害をる施設の天井等の生じない程度の地震動でも、天井等が大きく揺れたりして、破損、脱落することがある。

破損、脱落
※

規模の大きな地震が発生した場合、長周期の地震波が発生し、震源から離れた遠方まで到達して、平野部では地盤の固有周期に応じて長周期の地震波が増幅され、継続時間も長くなることがある。

－ 476 －

5

（参考資料２）
気象庁震度階級（1949）と参考事項（1978）
気
階級

象

庁
説

震

度

階

級

参

明

考

事

項

０

無感。人体に感じないで地震計に記録される程度。

吊り下げ物のわずかにゆれるのが目視されたり、カタカタと音がきこえても、体にゆれを感じなければ無感である。

Ⅰ

微震。静止している人や、特に地震に注意深い人だけに感ずる程度の地震。

静かにしている場合にゆれをわずかに感じ、その時間も長くない。立っていては感じない
場合が多い。

軽震。大ぜいの人に感ずる程度のもので、戸障子がわずかに動くのがわかる程度の地震。

吊り下げ物の動くのがわかり、立っていてもゆれをわずかに感じるが、動いている場合にはほとんど感じない。眠っていても目をさますことがある。

ⅡⅢ

弱震。家屋がゆれ、戸障子がガタガタと鳴動し、 ちょっと驚くほどに感じ、眠っている人も目
電灯のような吊り下げ物は相当ゆれ、器内の をさますが、戸外に飛び出すまでもないし、水面の動くのがわかる程度の地震。
恐怖感はない。戸外にいる人もかなりの人に感じるが、歩いている場合感じない人もいる。

Ⅳ

中震。家屋の動揺が激しく、すわりの悪い花 眠っている人は飛び起き、恐怖感を覚える。
びんなどは倒れ、器内の水はあふれ出る。また、 電柱・立木などのゆれるのがわかる。一般の歩いている人にも感じられ、多くの人々は戸 家屋の瓦がずれるのがあっても、まだ被害ら外に飛び出す程度の地震。
しいものではない。軽い目まいを覚える。
強震。壁に割れ目が入り、墓石・石どうろうが倒れたり、煙突・石垣などが破損する程度の地震。

立っていることはかなりむずかしい。一般家
屋に軽微な被害が出はじめる。軟弱な地盤では割れたり、くずれたりする。すわりの悪い
家具は倒れる。
歩行はむずかしく、はわないと動けない。

Ⅵ

烈震。家屋の倒壊は 30％以下で、山くずれが起き、地割れを生じ、多くの人々が立っていることができない程度の地震。

Ⅶ

激震。家屋の倒壊が 30％以上に及び、山くず
れ、地割れ、断層などを生じる。

Ⅴ－ 477 －

付録

（参考資料３）

震度階級を定めた気象庁告示○気象庁告示第４号

気象業務法施行規則(昭和27年運輸省令第101号)第１条の２の表第２号イ(6)の震度の観測に用いる震度階級を
次のように定めたので、告示する。
平成８年２月15日

気象庁長官

二宮

洸三

測

度

気象庁震度階級表
震度階級

計

測

震

度

震度階級

計

0

0.5未満

5弱

4.5以上5.0未満

1

0.5以上1.5未満

5強

5.0以上5.5未満

2

1.5以上2.5未満

6弱

5.5以上6.0未満

3

2.5以上3.5未満

6強

6.0以上6.5未満

4

3.5以上4.5未満

7

6.5以上

震

(注)「計測震度」とは、地震動の強さを表す指標として、次の算式により算出した値をいう。
I＝２・log(a0)＋0.94
Iは、計測震度a0は、∫w(t，a)dt≧0.3を満たすaの最大値。この場合において、積分範囲は地震動が継続している時間とする。
tは、時間（単位は、秒とする。）
aは、地震動の加速度の大きさに係るパラメータ（単位は、センチメートル毎秒毎秒とする。）
w(t, a)は、v(t)＜aのときw(t, a)＝０、v(t)≧aのときw(t, a)＝1の値をとる関数
v(t)は、地震動のtにおける直交する３成分の加速度（成分ごとにフーリエ変換した値に付表左欄に掲げるフィルターの種類に応じ、同表右欄の算式により算出した値をそれぞれ乗じた値をフーリエ逆変換したものとする。）をベクトル合成した値（単位は、センチメートル毎秒毎秒とする。）
付表フィルターの種類及び算式
フィルターの種類

算

式

1/2

周期の効果を表すフィルター(1/f)

ハイカットフィルター(1＋0.694y2＋0.241y4 ＋0.0557y6＋0.009664y8＋0.00134y10＋0.000155y12)－1/2

ローカットフィルター(1－exp(－(f/0.5)3))1/2(注) fは、地震動の周波数(単位は、ヘルツとする。)
yは、fに10分の１を乗じた値
附則(施行期日)
１．この告示は、公布の日から施行し、平成８年４月１日(次項において「適用日」という。)以後に行う地震の観測について適用する。
(気象庁震度階級表の適用の特例)
２．気象庁震度階級表の適用については、適用日から平成８年９月30日までの間は、気象庁震度階級表中
５弱

4.5以上5.0未満

５強

5.0以上5.5未満

６弱

5.5以上6.0未満

６強

6.0以上6.5未満とあるのは、－ 478 －

５

4.5以上5.5未満

６

5.5以上6.5未満

とする。

付録２

参考図表

A. 震源の深さが30km以浅の浅い地震

B. 震源の深さが30kmより深い地震

付図2-1

小さな地震まで含めた最近の地震活動Ⅰ （M2以上、1997年10月～ 2007年7月）［気象庁データから作成］－ 479 －

付録

A. 震源の深さが30km以浅の浅い地震

B. 震源の深さが30kmより深い地震
付図2-2

小さな地震まで含めた最近の地震活動Ⅱ （M2以上、1997年10月～ 2007年7月）［気象庁データから作成］－ 480 －

A. 震源の深さが30km以浅の浅い地震

B. 震源の深さが30kmより深い地震
付図2-3

小さな地震まで含めた最近の地震活動Ⅲ （M2以上、1997年10月～ 2007年7月）［気象庁データから作成］－ 481 －

付録

A. 震源の深さが25km以浅の浅い地震

B. 震源の深さが25kmより深い地震

付図2-4

小さな地震まで含めた最近の地震活動Ⅳ （M2以上、1997年10月～ 2007年7月）［気象庁データから作成］－ 482 －

A. 震源の深さが25km以浅の浅い地震

B. 震源の深さが25kmより深い地震
付図2-5

小さな地震まで含めた最近の地震活動Ⅴ （M2以上、1997年10月～ 2007年7月）［気象庁データから作成］－ 483 －

付録

A. 震源の深さが30km以浅の浅い地震

B. 震源の深さが30kmより深い地震
付図2-6

小さな地震まで含めた最近の地震活動Ⅵ （M2以上、1997年10月～ 2007年7月）［気象庁データから作成］－ 484 －

付録３

原図出典一覧

●確率論的地震動予測地図と地盤の揺れやすさの図【共通出典一覧】

地震調査研究推進本部地震調査委員会(2009)：「全国地震動予測地図」．

●震源域の推定佐藤良輔編著（1989）：日本の地震断層パラメター・ハ

詳 細 デ ー タ は、「 地 震 ハ ザ ー ド ス テ ー シ ョ ン
J-SHIS」を参照。

ンドブック，鹿島出版会，390pp.

（http://www.j-shis.bosai.go.jp/）［羽鳥の論文］（後述）
1896年の明治三陸地震については、Tanioka and Satake［羽鳥の論文

(1996)を用いた。
Tanioka and Satake(1996):Geophysical Research

出典一覧］

Hatori, T.（1965）：東京大学地震研究所彙報，43号，
129-148.

Letters, vol.23, No.13, 1549-1552.

Hatori, T.（1969）：東京大学地震研究所彙報，47号，55-63.

●震源データ

Hatori, T.（1969）：東京大学地震研究所彙報，47号，

国立天文台編
（2006）：理科年表，丸善，1030pp.
宇佐美龍夫（2003）：最新版

185-214.

日本被害地震総覧［416］

Hatori, T.（1969）：東京大学地震研究所彙報，47号，-2001，東京大学出版会，605pp．

1063-1072.

宇津徳治（1982）：東京大学地震研究所彙報，57号，111-117.
宇津徳治（1985）：東京大学地震研究所彙報，60号，639-642.

Hatori, T.（1969）：東京大学地震研究所彙報，48号，
171-188.

気象庁（1982）：地震月報別冊第６号，改訂日本付近

Hatori, T.（1969）：東京大学地震研究所彙報，49号，の主要地震の表（1926年～ 1960年），109pp.

63-75.

気象庁：地震月報（1961年～ 1997年）

羽鳥徳太郎（1972）：地震，25巻，218-224．

気象庁：地震・火山月報（1997年～ 2007年）

羽鳥徳太郎（1973）：地震，26巻，204-205．
●被害地震の選定に使用

羽鳥徳太郎（1973）：地震，26巻，206-208．

国立天文台編
（2006）：理科年表，丸善，1030pp.

羽鳥徳太郎（1974）：1973年6月17日根室半島沖地震調査
報告，248-256．

●活断層

羽鳥徳太郎
（1974）：地震，27巻，10-24．

活断層研究会編（1991）：新編日本の活断層，東京大学

羽鳥徳太郎（1974）：地震，27巻，321-337．
羽鳥徳太郎（1975）：東京大学地震研究所彙報，50号，出版会，437pp.

83-91．
●地形

羽鳥徳太郎（1975）：地震，28巻，461-471．

国土地理院（1994）：数値地図25mメッシュ（標高）
，
（財）

羽鳥徳太郎
（1975）：東京大学地震研究所彙報，50号，397-414．

日本地図センター．

羽鳥徳太郎（1976）：東京大学地震研究所彙報，51号，
13-28．

●火山
気象庁編（2005）：日本活火山総覧（第 3 版），大蔵省印刷局，500pp.

羽鳥徳太郎（1976）：地震，29巻，179-190．
羽鳥徳太郎，片山通子（1977）：東京大学地震研究所彙報，52号，49-70．

●GPSによる変動の図

羽鳥徳太郎（1977）：東京大学地震研究所彙報，52号，407-439．

国土地理院データによる。

羽鳥徳太郎（1980）：東京大学地震研究所彙報，54号，1073-1081．
－ 485 －

付

録

羽鳥徳太郎
（1982）：東京大学地震研究所彙報，57号，

図3-7
中央気象台
（1953）：験震時報，17巻，135pp.

525-535．
羽鳥徳太郎（1988）：地震，41巻，541-547．

図3-8

羽鳥徳太郎
（1993）：地理，38-10，78-84．

気象庁地震課（1953）：験震時報，17巻，12-18.

羽鳥徳太郎（1994）：地震，47巻，1-9．
羽鳥徳太郎（1995）：地球惑星科学関連学会1995年合同

図3-9

大会予稿集，2，B41．

気象庁（1996）：震度を知る－基礎知識とその活用－，【個別出典一覧】

ぎょうせい，238pp.

●全国

図 3 -10
東京都(1983)：昭和57年（1982年）
浦河沖地震調査報
告書，151pp.

図2-5
宇津徳治
（1982）：地震研究所彙報，57，401-463.
宇津徳治（2004）：世界の被害地震の表（古代から2002

図 3 -12気象庁(1982)：地震予知連絡会会報，28巻，14-18.

年6月）まで 改訂11版，CD版，宇津会，2004年10月発行.
国立天文台編
（2006）：理科年表，丸善，1030pp.
震央の位置が理科年表に掲載されている地震につい

図 3 -13気象庁（1996）：震度を知るー基礎知識とその活用ー，て図示した。

ぎょうせい，238pp.
図2-7
Yoshida, S., K.Koketsu, B.Shibazaki, T.Sagiya,

図 3 -15気象庁（1993）：地震津波防災季報，No.25.

T.Kato, and Y.Yoshida(1996): Journal of Physics ofthe Earth, 44, 437-454.

図 3 -16気象庁（1996）：震度を知るー基礎知識とその活用ー，

図 2 -18
岡村行信(2002)：『日本海東縁の活断層と地震テクト

ぎょうせい，238pp.

ニクス』, 大竹政和・平朝彦・太田陽子編．
図 3 -17気象庁（1993）：気象庁技術報告，117号．

図 2 -19
鷺谷威(2001):サイスモ, 2001年5月号．

図 3 -19
国土地理院地理 調査 部
（1993）：国土地理院時報，

コラム「チリ地震津波」
渡辺偉夫(1985):『日本被害津波総覧』，東京大学出版

No.78, 20-27.

会，238pp.
図 3 -20気象庁（1993）：気象庁技術報告，117号．
●北海道
図 3 -22気象庁(2005)：平成15年(2003年）
十勝沖地震調査報告，

図3-4
気象庁
（1968）：地震観測指針（参考編），245pp.
図3-5

126号.
コラム「津波よけのまじない」
新里忠史・重野 聖之・高清水康博 (2006)：歴史地震，

気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp.

21，pp.121-136.
図3-6
気象庁地震課（1953）：験震時報，17巻，19-23.
－ 486 －

図 4 -15●東北本多弘吉・竹花峰夫（1933）：験震時報，7巻，171-180．
図4-4
図 4 -16

中央気象台(1896)：明治29年地震報告，89pp.

気象庁地震課
（1969）：気象庁技術報告，68号，6-20．
図4-5
図 4 -17

秋田震災救済会（1897）：秋田震災誌，169pp.

岸力（1968）：1968年十勝沖地震調査報告書，207-256．
図4-6
宇佐美龍夫
（2003）：最新版 日本被害地震総覧［416］

図 4 -18-2001，東京大学出版会，605pp．

青森県企画部県民課（1969）：青森県大震災の記録，

なお、宇佐美の図において、住家全壊率は今村（1913）、

627pp．

断層は松田ほか（1980）
による。
図 4 -19今村明恒（1913）：震災予防調査会報告，77号，78-87．
松田時彦・山崎晴雄・中田高・今泉俊文（1980）：地

田中貞二・長田甲斐男（1968）：東京大学地震研究所
彙報，46号，1461-1478．

震研究所彙報，55号，795-849．

大沢胖・村上雅也・北川良和（1968）：東京大学地震研究所彙報，46号，1451-1459 ９．

図4-7
秋田測候所
（1896）：震 災 予 防 調 査 会 報 告，11号，

図 4 -20109-139．

気象庁（1969）：気象庁技術報告，68号，6-20．

図4-8

図 4 -21伊木常誠（1897）：震災予防調査会報告，11号，5-34．

気象庁（1996）：震度を知る－基礎知識とその活用－，
ぎょうせい，238pp．

図4-9
中央気象台
（1933）：三陸沖強震及津浪概報，65pp．

図 4 -22
被害分布は「新編日本被害地震総覧」
による。

図 4 -10

地形区分は、東北大学地質古生物学教室（1979）をも宇佐美龍夫（2003）：最新版 日本被害地震総覧
［416］

とに編集。

-2001，東京大学出版会，605pp．
宇佐美龍夫（2003）：最新版 日本被害地震総覧［416］
図 4 -11-2001，東京大学出版会，605pp．

宇佐美龍夫（2003）：最新版 日本被害地震総覧［416］

東北大学地質古生物学教室（1979）：東北大学理学部-2001，東京大学出版会，605pp．

地質学古生物学教室研究邦文報告，80号．

図 4 -12

図 4 -24

中央気象台（1896）：明治29年地震報告，89pp．

仙台管区気象台（1978）：気象庁技術報告，95号，4-17．

図 4 -13

図 4 -25

本 多 弘 吉・ 竹 花 峰 夫（1933）： 験 震 時 報，7巻，

気象庁（1996）：震度を知る－基礎知識とその活用－，

171-180．

ぎょうせい，238pp．

図 4 -14

図 4 -26大森房吉（1901）：震災予防調査会報告，34号，5-79．

－ 487 －

気象庁
（1984）：気象庁技術報告，106号，9-45．

付録

Nakata, T., M. Koba, W. Jo, T. Imaizumi, H.

図 4 -27
自治省消防庁・（財）
消防科学総合センター（1983）：

Matsumoto and T.Suganuma (1979): Science Reports

昭和58年（1983年）
日本海中部地震調査報告書，184pp．

of the Tohoku University, 7th Seriese (Geography),Vol. 29, No. 2, 195-204.

図 4 -28
応用地質調査事務所（1984）：日本海中部地震被害調

図5-9
宇佐美龍夫
（1995）：安政江戸地震の精密震度分布図，

査報告，218pp．

185pp．
図 4 -29
図 5 -10気象庁（1984）：気象庁技術報告，106号，9-45．

宇佐美龍夫（1995）：安政江戸地震の精密震度分布図，185pp．

図 4 -30
気象庁（1996）：震度を知る－基礎知識とその活用－，
ぎょうせい，238pp．

図 5 -11

図 4 -31-2001，東京大学出版会，605pp．

宇佐美龍夫（2003）：最新版 日本被害地震総覧［416］
国土地理院地理調査部（1995）：1994年三陸はるか沖
図 5 -12

地震災害・地形調査報告書，19pp．

中央気象台（1897）：地震年報．
萩原尊禮
（1972）：地震予知連絡会会報，７巻，27-31．

図 4 -33
気象庁（1995）：地震・津波防災季報，No.32，43pp．

図 5 -13
中央気象台（1895）：明治廿七年地震報告，67pp．

図4-40
気象庁 (2003)：平成15年7月地震・火山月報（防災編），

図 5 -1496pp.

気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．
図4-43
気象庁 (2005)：平成17年8月地震・火山月報（防災編），

図 5 -17
中村左衛門太郎（1925）：震災予防調査会報告，100号

79pp.

甲，67-140．
図4-44
気象庁 (2005)：平成17年8月地震・火山月報（防災編），

図 5 -18
国富信一（1931）：験震時報，5巻，217-222．

79pp.

図 5 -19

コラム「明治三陸地震」

那須信治（1931）：地震，3巻，12号，27-36．

田老津波防災資料集

図 5 -20
加藤倫祐・岡四四亥・川本彌七（1931）：験震時報，5巻，●関東

325-327．
図5-6
宇佐美龍夫（1994）：わが国の震度分布・等震度線図，

図 5 -21
本多弘吉（1931）：験震時報，5巻，235-265．

（社）
日本電気協会，647pp．
図5-7

図 5 -22
気象庁地震予知情報課（1988）：地震予知連絡会会報，段丘の年代は Nakata et al.(1979)による。

40巻，72-80．
－ 488 －

図 6 -11

図 5 -23

中央気象台（1944）：気象要覧，昭和19年12月．

液 状化地点については、千葉県は千葉工業大学（1988）、茨城県は藤井・宮下（1988）を用いた。

図 6 -12

地形区分はKaizuka et al.(1977)による。

気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．
千葉工業大学（1988）：千葉県東方沖地震被害調査報
図 6 -13

告書，111pp．

濃尾震災地寫真
（1891）．

藤井陽一郎・宮下芳（1988）：茨城県における自然災
害に関する総合的研究，茨城大学．
Kaizuka, S., Y.Naruse and I. Matsuda (1977):

図 6 -15
Utsu,T., Y.Ogata and R.S.Matsu'ura(1995): Journal

Quaternary Research, 8, 32-50.

of Physics of the Earth, 43, 1-33.
図 5 -24
日本地質学会（1990）：地質学論集，35号，107pp，口絵．

図 6 -16気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．

図 5 -25
図 6 -17気象庁（1988）：地震・津波防災季報．

家屋全壊率分布は河角（1949）
による。
地質は地理調査所（1949）
を改変した。
●中部
河角廣（1949）：昭和23年福井地震調査研究速報，福井地震調査研究特別委員会，1-14.

図6-4

地理調査所
（1949）：福井地震の被害と地変，13pp．

宇佐美龍夫（1994）：わが国の震度分布・等震度線図，（社）
日本電気協会，647pp．

図 6 -19
岡野敏雄・中村光雄（1948）：験震時報，14巻，11-15．

図6-5
宇佐美龍夫ほか（1986）：地震予知連絡会会報，35巻，

図 6 -20343-355．

気象庁（1965）：気象庁技術報告，43号，9-27．
図6-6
宇佐美龍夫
（2003）：最新版 日本被害地震総覧［416］

図 6 -22気象庁（1965）：気象庁技術報告，43号，28-36．

-2001，東京大学出版会，605pp．

図 6 -23

図6-7

気象庁（1965）：気象庁技術報告，43号，9-27．

気象庁（1968）：地震観測指針
（参考編）
，245p

図 6 -24

図6-8

長野地方気象台（1968）：気 象 庁 技 術 報 告，62号，

宮村攝三
（1946）：東京大学地震研究所彙報，24号，
99-134．

34-76．

図6-9

図 6 -25
Hagiwara,T. and Iwata T.(1968)：東京大学地震研

静岡県中遠振興センター（1982）：昭和19年東南海地震の記録，364pp．

究所彙報，46号，485-515．

図 6 -10

図 6 -27
気象庁（1996）：震度を知る－基礎知識とその活用－，

飯田汲事（1977）：昭和19年12月７日東南海地震の震害と震度分布，愛知県防災会議，120pp．

ぎょうせい，238pp．
－ 489 －

付

録

●近畿

図 6 -28
村井勇・金子史朗（1974）：東京大学地震研究所研究

図7-4

速報，14号，159-203．

宇佐美龍夫（1994）：わが国の震度分布・等震度線図，（社）
日本電気協会，647pp．

図 6 -29
松田時彦・山科健一郎（1974）：東京大学地震研究所

図7-5

研究速報，14号，135-158．

羽鳥徳太郎（1980）：東京大学地震研究所彙報，54号，

写 真 は 国 土 地 理 院 の 空 中 写 真6202-053（ 現 在 は
MCB-62-IY-C7-53）
を使用した。

1073-1081．

図 6 -30

図7-6
気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．

気象庁地震課・静岡地方気象台・石廊崎測候所（1974）：
験震時報，39巻，89-146．

図7-7
京都府測候所調査（1927）：昭和二年参月七日北丹後

図 6 -31気象庁（1996）：震度を知る－基礎知識とその活用－，

地震報告，88pp．
写真は海洋気象台撮影。

ぎょうせい，238pp．

図7-8

図 6 -32

Tsuboi, C.(1930)：東京大学地震研究所彙報，8号，

村井勇・角田信子・辻村芳子（1978）：東京大学地震研究所彙報，53号，1025-1068．

153-221．

図 6 -33

図7-9
鷺坂清信（1928）：験震時報，3巻，107-124．

村井勇・角田信子・辻村芳子（1978）：東京大学地震研究所彙報，53号，1025-1068．

図 7 -10気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．

図 6 -34
気象庁地震課・石廊崎測候所・大島測候所（1978）：

図 7 -11験震時報，43巻，21-57．

飯田汲事（1977）：昭和9年12月7日東南海地震の震害と震度分布，愛知県防災会議，120pp．

図 6 -36
鈴木義宜・丹羽俊二・田口益雄・関崎賢一・長谷川 学・
飯田 誠・門脇利広 (2005)：国土地理院時報，No.107，

図 7 -12
中央気象台（1944）：気象要覧，昭和19年12月．

53-63.

図 7 -13

図 6 -41

気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．

気象庁 (2007)：平成19年3月地震・火山月報（防災編），
100pp.

図 7 -14
水路部（1948）：昭和21年南海大地震調査報告

図 6 -45
気象庁 (2007)：平成19年7月地震・火山月報（防災編），

篇，水路要報増刊号，39pp．

103pp.
図 7 -15和歌山県（1996）：南海道地震から50年，83pp．
写真は田辺市新庄公民館提供。

－ 490 －津浪

図8-7

図 7 -16気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．

中央気象台（1946,1947）：気象要覧，昭和21年12月，昭和22年1月．

図8-8
金井清・田中貞二・金子重彦（1949）：東京帝國大学

図 7 -17

地震研究所研究速報，5号，36-81．

気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．

図 8 -10

図 7 -18

水路部（1948）：昭和21年南海大地震調査報告

気象庁（1996）：震度を知る－基礎知識とその活用－，
ぎょうせい，238pp．

篇，水路要報増刊号，39pp．

図 7 -19

図 8 -11津浪

中央気象台（1946,1947）：気象要覧，昭和21年12月，

吉 川 澄 夫・伊 藤 秀 美（1995）：月刊 地 球，号 外13，昭和22年1月．

30-38．
活断層は「新編日本の活断層」（共通出典一覧）で確実

図 8 -12度Ⅰとされているものを図示した。

中央気象台（1911）：地震年報．
図 7 -22
図 8 -13気象庁（1995）：災害時地震・津波速報，95年2号．

曾禰達蔵（1906）：震災予防調査会報告，53号，39-74．
図 7 -25気象庁 (2004)：平成16年9月地震・火山月報（防災編），

図 8 -14気象庁（1968）：地震観測指針（参考編），245pp．

105pp.

図 8 -15

図 7 -26

岸上冬彦（1943）：地震，15巻，11，1-6．

気象庁 (2004)：平成16年9月地震・火山月報（防災編），
105pp.

図 8 -16
中央気象台（1943）：気象要覧，Ｓ18年９月．

コラム「生駒断層帯、有馬－高槻断層帯と古墳」
中田・今泉編(2002)：『活断層詳細デジタルマップ』,
東京大学出版会●九州・沖縄
図9-6●中国・四国（財）
地震予知総合研究振興会（2005）：-江戸時代の歴史地震の震源域・規模の再検討作業中間報告書 －42

図8-4
宇佐美龍夫
（2003）：最新版 日本被害地震総覧［416］

件の解析結果について－-2001，東京大学出版会，605pp．
図9-7
気象庁（1961）：地震月報，122号．

図8-5
宇佐美龍夫
（2003）：最新版 日本被害地震総覧
［416］

図9-8

-2001，東京大学出版会，605pp．

気象庁（1961）：験震時報，26巻，21-107．
図9-9

図8-6
宇佐美龍夫
（2003）：最新版 日本被害地震総覧［416］-2001，東京大学出版会，605pp．

－ 491 －

気象庁
（1961）：地震月報，122，123号．

付録

図 9 -18

図 9 -10気象庁 (2005)：平成17年3月地震・火山月報
（防災編）
，

今村明恒
（1913）： 震 災 予 防 調 査 会 報 告，77号，
88-102．

92pp.

図 9 -11

図 9 -19気象庁 (2005)：平成17年3月地震・火山月報
（防災編）
，

今村明恒
（1913）： 震 災 予 防 調 査 会 報 告，77号，

92pp.

88-102．
図 9 -12
宇佐美龍夫（2003）：最新版 日本被害地震総覧［416］●付録：用語解説
主な参考文献-2001，東京大学出版会，605pp．

萩原尊禮
（1983）：地震の辞典 ，三省堂
勝又護 編
（1993）：地震・火山の辞典，東京堂出版

図 9 -13

宇津徳治 総編集（1987）：地震の辞典 ，朝倉書店

気象庁（1996）：震度を知るー基礎知識とその活用ー，

地学団体研究会編（1996）：新版地学辞典，平凡社

ぎょうせい，238pp．

活断層研究会編（1991）：新編 日本の活断層 ，東京大学出版会

図 9 -14内田祥三（1915）：震災予防調査会報告，80号，1-33．

付図 １ - １
吉見吉昭（1991）：砂地盤の液状化
（第二版）
，技報堂

図 9 -15気象庁（1996）：震度を知るー基礎知識とその活用ー，

出版

ぎょうせい，238pp．
図 9 -16
中央気象台（1923）：気象要覧，大正12年12月．

－ 492 －

付録４

委員名簿
（平成21年 4 月 1 日（１）地震調査委員会
委
委

員

長
員

阿部
飯尾

勝征
能久

国立大学法人東京大学名誉教授
国立大学法人京都大学防災研究所教授

今村文彦

国立大学法人東北大学大学院工学研究科教授

伊藤
入倉

秀美
孝次郎

気象庁地震火山部長
愛知工業大学地域防災研究センター客員教授

海野
岡村
春日

德仁
行信
茂

国立大学法人東北大学大学院理学研究科教授
独立行政法人産業技術総合研究所活断層・地震研究センター長
海上保安庁海洋情報部技術・国際課長

佐竹健治

国立大学法人東京大学地震研究所教授

清水
島崎

洋
邦彦

国立大学法人九州大学大学院理学研究院教授
財団法人震災予防協会研究員

末廣
谷岡

潔
勇市郎

独立行政法人海洋研究開発機構理事
国立大学法人北海道大学大学院理学研究院教授

堀
本蔵
政春

貞喜
義守
尋志

独立行政法人防災科学技術研究所地震研究部長
国立大学法人東京工業大学大学院理工学研究科教授
国土地理院地理地殻活動研究センター長

山崎晴雄

首都大学東京大学院都市環境科学研究科教授

山中佳子

国立大学法人名古屋大学大学院環境学研究科准教授（２）
長期評価部会
部 会
委

長
員

島崎

邦彦

財団法人震災予防協会研究員

今給黎
加藤

哲郎
照之

国土地理院地理地殻活動研究センター地理地殻活動総括研究官
国立大学法人東京大学地震研究所教授

都司
中田

嘉宣
高

国立大学法人東京大学地震研究所准教授
広島工業大学環境学部教授

西澤
藤原

あずさ
広行

		
前田

憲二

プロジェクトディレクター
気象庁気象研究所地震火山研究部第一研究室長

松澤
松村

暢
正三

国立大学法人東北大学大学院理学研究科教授
独立行政法人防災科学技術研究所地震研究部シニアエキスパート

山崎
吉岡

晴雄
敏和

首都大学東京大学院都市環境科学研究科教授
独立行政法人産業技術総合研究所活断層・地震研究センター

		

海上保安庁海洋情報部技術・国際課地震調査官
独立行政法人防災科学技術研究所防災システム研究センター

活断層評価研究チーム長－ 493 －

現在）

付

録

（３）
活断層評価分科会
主
委

査
員

今泉
奥村

俊文
晃史

国立大学法人東北大学大学院理学研究科教授
国立大学法人広島大学大学院文学研究科教授

勝俣啓

国立大学法人北海道大学大学院理学研究院准教授

後藤
千田

秀昭
昇

国立大学法人広島大学大学院文学研究科准教授
国立大学法人大分大学教育福祉科学部教授

堤
松浦
宮内

浩之
律子
崇裕

国立大学法人京都大学大学院理学研究科准教授
財団法人地震予知総合研究振興会地震調査研究センター解析部長
国立大学法人千葉大学大学院理学研究科教授

宮下

由香里

吉岡
		

敏和

独立行政法人産業技術総合研究所活断層・地震研究センター主任研究員
独立行政法人産業技術総合研究所活断層・地震研究センター
活断層評価研究チーム長（４）活断層評価手法等検討分科会
主
委

査
員

島崎
今泉

邦彦
俊文

財団法人震災予防協会研究員
国立大学法人東北大学大学院理学研究科教授

隈元

崇

後藤
佐藤

秀昭
比呂志

国立大学法人岡山大学大学院自然科学研究科准教授
国立大学法人広島大学大学院文学研究科准教授
国立大学法人東京大学地震研究所教授

鈴木
遠田

康弘
晋次

国立大学法人名古屋大学大学院環境学研究科教授
国立大学法人京都大学防災研究所准教授

中川
林

勝登
豊

国土地理院地理地殻活動研究センター研究管理課長
気象庁気象研究所地震火山研究部第一研究室主任研究官

藤原
		

広行

独立行政法人防災科学技術研究所防災システム研究センター
プロジェクトディレクター

松澤暢

国立大学法人東北大学大学院理学研究科教授（５）
強震動評価部会
部
委

会

長

入倉

孝次郎

員

粟田
川島

泰夫
一彦

愛知工業大学地域防災研究センター客員教授
独立行政法人産業技術総合研究所活断層・地震研究センター主幹研究員
国立大学法人東京工業大学大学院理工学研究科教授

工藤
久保

一嘉
哲夫

日本大学生産工学部研究所教授
国立大学法人東京大学大学院工学系研究科教授

纐纈
笹谷

一起
努

国立大学法人東京大学地震研究所教授
国立大学法人北海道大学大学院工学研究科教授

佐藤
関田

清隆
康雄

財団法人電力中央研究所地球工学研究所地震工学領域リーダー
気象庁地震火山部地震津波監視課長

中川
藤原

康一
広行

翠川

三郎

大阪市立大学大学院理学研究科客員教授
独立行政法人防災科学技術研究所防災システム研究センター
プロジェクトディレクター
国立大学法人東京工業大学大学院総合理工学研究科教授－ 494 －

（６）強震動予測手法検討分科会
主
委

査
員

入倉
石川

孝次郎
裕

岩田

知孝

片岡
釜江

正次郎
克宏

川瀬
隈元
高田

博
崇
毅士

国立大学法人京都大学防災研究所教授
国立大学法人岡山大学大学院自然科学研究科准教授
国立大学法人東京大学大学院工学系研究科教授

能島暢呂

国立大学法人岐阜大学工学部社会基盤工学科教授

藤原
		

広行

独立行政法人防災科学技術研究所防災システム研究センター
プロジェクトディレクター

堀川
		
三宅

晴央

独立行政法人産業技術総合研究所活断層・地震研究センター
地震災害予測研究チーム長
国立大学法人東京大学地震研究所助教

弘恵

愛知工業大学地域防災研究センター客員教授
清水建設株式会社技術戦略室企画部長
国立大学法人京都大学防災研究所教授
国土技術政策総合研究所危機管理技術研究センター地震防災研究室主任研究官
国立大学法人京都大学原子炉実験所教授

モリ・ジェームズ・ジロウ
横井
吉田

俊明
康宏

国立大学法人京都大学防災研究所教授

独立行政法人建築研究所国際地震工学センター上席研究員
気象庁気象研究所地震火山研究部第二研究室主任研究官（７）地下構造モデル検討分科会
主
委

査
員

纐纈

一起

国立大学法人東京大学地震研究所教授

井合
岩田
香川

進
知孝
敬生

国立大学法人京都大学防災研究所教授
国立大学法人京都大学防災研究所教授
国立大学法人鳥取大学大学院工学研究科教授

勝間田

明男

気象庁気象研究所地震火山研究部第二研究室長

金田
		

義行

独立行政法人海洋研究開発機構リーディングプロジェクト地震津波・防災研究
プロジェクトプロジェクトリーダー

佐藤
東
福和

比呂志
貞成
伸夫

藤原

広行

独立行政法人防災科学技術研究所防災システム研究センター

晴央

プロジェクトディレクター
独立行政法人産業技術総合研究所活断層・地震研究センター

		
堀川
		
松岡

国立大学法人東京大学地震研究所教授
財団法人電力中央研究所地球工学研究所上席研究員
国立大学法人名古屋大学大学院環境学研究科教授

昌志

地震災害予測研究チーム長
独立行政法人産業技術総合研究所情報技術研究部門

		
三宅

弘恵

地球観測グリッド研究グループ主任研究員
国立大学法人東京大学地震研究所助教

山中浩明

国立大学法人東京工業大学大学院総合理工学研究科准教授－ 495 －

付録（８）地震動予測地図高度化ワーキンググループ
主
委

査
員

翠川
石川

三郎
裕

国立大学法人東京工業大学大学院総合理工学研究科教授
清水建設株式会社技術戦略室企画部長

小原一成

独立行政法人防災科学技術研究所地震研究部地震観測データセンター長

隈元
佐竹

崇
健治

国立大学法人岡山大学大学院自然科学研究科准教授
国立大学法人東京大学地震研究所教授

杉山
鈴木
高田

雄一
康弘
毅士

独立行政法人産業技術総合研究所活断層・地震研究センター主幹研究員
国立大学法人名古屋大学大学院環境学研究科教授
国立大学法人東京大学大学院工学系研究科教授

武村雅之

鹿島建設株式会社小堀研究室プリンシパル・リサーチャー

能島
東

暢呂
貞成

国立大学法人岐阜大学工学部社会基盤工学科教授
財団法人電力中央研究所地球工学研究所上席研究員

藤原
		

広行

独立行政法人防災科学技術研究所防災システム研究センター
プロジェクトディレクター

（９）衛星データ解析検討小委員会
主
委

査
員

村上

亮

小澤
児玉

拓
信介

国立大学法人北海道大学大学院理学研究院教授
独立行政法人防災科学技術研究所火山防災研究部主任研究員
独立行政法人産業技術総合研究所情報技術研究部門

		
島田
		

政信

地球観測グリッド研究グループ研究員
独立行政法人宇宙航空研究開発機構宇宙利用推進本部
地球観測研究センター研究領域リーダー

飛田幹男

国土地理院地理地殻活動研究センター地殻変動研究室長

橋本
古屋

学
正人

国立大学法人京都大学防災研究所教授
国立大学法人北海道大学大学院理学研究院准教授－ 496 －