日本列島およびその周辺におけるサイス{‘シテとそれに関連...

日本列島およびその周辺におけるサイス{‘シテと

それに関連する諸問題T

勝又護持詩

75

550. 342

Seismicity and Some Related Problems ln and Near The Japanese Islands

Mamoru Katsumata

(The Seisrnological Section，よM.A.)

1.' lntroduction.

It is the most fundamental subject in seismology to investigate spatial distribution of

earthquakes and characteristics of their activities. It a1so gives us' informations about the

tectonic processes in the crust and ITIcmtle and related geophysical phenomena. 1n this paper，

the ‘seismic activities in and near the J apanese 1slands are studied based on the data which

aremainly obtained from the publications of the J apan Meteorologica1 Agency (JMA)， but

supplemented by the author himse1f in many parts. Also， the spatial distribution of earth~

quakes， regional characteristics of seismic activities and relation with major geologicand

teとtonicfeatures are discussed. Characteristics of anomalous structure .of the region which

appear as a relatively high seismic activity are studeied from the viewpoint of their e百ects

on the transmission of seismic waves.

11. Accura、cyand preeision 01 hypocent.er locations.

It is lJleaningless to. discuss the spatia:l distribution of hypocenters and their relations

with other geophysical penomena in-ditail beyond the resolvability in the locauons of hypo-

centers.So that，五rstof a11 the accuracy and' precision of seismological data and their

variations in space， and time are discussed. The seismological data published by ]MA has

been increasedremarkably during the last two decades in quality and quantity. The aeuracy

and precision of hypocenter parameters of many earthquakes 'after 1951 which ，are mainly

used in this paper are estimated to be les's than one-te，nth of degree in the latitude and

longitude andless than about 20 km in depth. Therfore， for the purpose of the kind of

discuss，ion made in this paper， the use of above-mentioned data may be considered to be

reasonable and justified.

IIL Magnitude deterrnination.

ノ ThoughTsuboi's method has been mainly used to determine magitude of near earthquakes

from the data obtained by the seismograph observation in Japan， only magnitude of sha110w

events whose focal depth are sha110wer than 60km are determined by his method. Magnitude

of earthquakes deeper than 60 km are not reported iri 電電 TheSeismologicalBu11etin of JMAリ，

since ，there is no established method to・determinemagnitude of deep events 、inthe J9.panese

region. Because of this， most previous studies on seismicity in ~the Japane~e region deal

with only shallow events or do not consider magnitude of deep shocks. Not only act

キ ReceivedAugust 6， 1970 料気象庁地震課

- 1 ー

76 験反時報第 35巻第3，4 ~号

quakes and actually has determined magnitude of all events deeper than 60 km， and used the resu1tant data in this study.

JMA magnitude of shallow earthquakes based on Tsuboi's formula and those of inter-

mediate-depth anddeep events based on the author's method are the same.kind of magnitude

which coresponds to Gutenberg ・Richter'ssurface wave magnitude， and denoted by M， while the magnitudes determined. by the U. S. Coast and Geodetic Survey are body wave magnitude， arid denoted by m. The relation between these' two kinds of magnitude is obtained as follow:

1Jl三0.5+0.85M

1n the discussion of seismicitcity， if adequate consideration is not paid on the limit of

detedion ability of the seismograph network， especial1y on theirregionol differences， the result may have distorted and may not express true seismicities ofregions conccerned. The

detection ability of the seismograph network of JMA， which is de五nedas the minimum mag-

nitude beyond which hypocenter parameters of al1 events are determined， is 6.0 for the

earthqukes within 200 km from the coastlines of the J apanese Islands. It is very di伍cult，however，' to study seismicity in detail using only the data of earthqukes of. magnitude grater

than 6 because of scarcity of da:ta. So that， an e妊ortwas made to supplement more data

by reinve~tigating as many earthquakes as possible from the original readings. As a result，，

the author， succeeds to extend the limit of the minimum magnitude to 5会. With added data

of a large numbeL.of magnitude for smal1earthquakes， it is also possible to deal with events of magnitude greater than 4すinthe inland and adjacent areasof the Kanto and KinkiDistricts

and to discuss regional 'characteristics of occurence' of earthquakes.

IV. Seismic activities in and near the Japanese Islands. Spatial distribution of deep.' earthquakes in and near the J apanese Islands consist of two

zones， the oneextends from Mariana to Honshu across Kinki .District and adjacent areas and

thence to the Sea of J apan， and the othei starts at the west 'coast of the Sea of J apan and

extends to the Sea of Okhotsk. These two deep earthquake zones are general1y consideredto

cosist of one continuous system， but there is discontinuity of the distribution of earthquakes

in the area where the both systems join together. As for the qistribution of inermediate-

depth events， it is possible to trace as one continuous zone from Mariana through Bonin，

Honshu

一 2 -

日本列島およびその周辺におけるサイスミシテダとそれに関連する諸問題一一勝又一、 77

and number of-earthquakes with depth between 300 to 350 km are especially great.

V. Earthqufl是efrequencies versus magnitude.、

The earthquake frequencies versus magnitude for a certain region are approximately expressed

by.n(M)dMニ Const.X lO-bMdM where n is earthquake frequency and b is a parameter. The

constancy of b has been the subject of considerable debate. There are many studies where

b values are considered as variable quantities depending on the tectonic structure of regions

concernedpr depths of earthquake occurrences. On the other hand， there are studies which

claims that b value should be invariable. There remains many questions in the selection of

time and space in the determination of b value， and in the method of data processing. Making

use of expounded data newly added by himself， the author select several earthquake nests

as unit eartquake province for determination of b values， and compared the resulting values

to one another.一Theb values of most areas are approximately 0.8 to 1. O. There can be

seen no sighificantdi百erencesamong regions and depthes. This result suggests that b values

do not vary so markedlyand take the values 0.9土0.1.

The parameter c of the Ishimoto.Iida formula n(A)dA= Const.A-cdA is considered equiv-

alent with b by the relation‘b= c-1. The b value， however， are obtaind as mean values of

regions concerned， while c value areinfluenced by local conditions of observation point.

Therefore， it inay be dangerous to consider the di百erenceof c values as that of characteristics

uf magnitude frequency relations on ocurrence of earthquakes.

vr. R宣伝的nshiρof向学α均 ldi・stribzi的 nof earthquakes toル tectoniυ.

TheJ apanese Islands exhibits many of the features normally associated with the arcuate

structures of the Pacific. These iriclude such as systematic tarallel distribution of deep sea

trenches， shallow earthquake zones， negative gravity anomaly， chainof active volcanos，

positivegravityanomaly . and intermediate-depth and deep earthquake zones. In the vertical、

sections perpendicular to the island arcs， hypoeenters of. earthquakes are confined to a zone

uf 50 to 100 km thick. The dips of focal zones are 300 to 600， and variatefrom place to place.

Depth of seismically active zones and relations of locations with parallel distribution of other

geophysical phenorriena change from one island arc to another. The con自gurationsof focal

surface are d

- 3 ー

78 験震時報第 35巻第3，4号

目次

I まえがき ………・・・・………...・P・...………・・…-……………......…………....…...・H ・..…….-4

E 震源決定の精度……・…・......................................................'..・H ・H ・-……H ・H ・..…. 5

1 気象庁観測網による震源の決定…...・H ・-……-…'"・H ・-一一...・H ・-……'…...・H ・.....・ H ・.. 6

2 震源決定の精度の検討・…...・H ・........................................................一......... 7

E マグニチュードについて…・………'"・H ・.....・H ・..……・…'"・H ・"…………..………...・H ・. 9

1 浅い地震のマグニチュード……...・H ・.........・ H ・'"・H ・.....・H ・-…...・H ・..…...・H ・..…:.10

2 深い (60_km以深〉地震のマグニチュード………...・ H ・..……………...・H ・.....・H ・..11

3 ]，，1 (JMA) と m (CGS) の関係…...・H・"…・……・…・・………r ……'"・ H・..…………~ 14

4 気象庁地震観測網の地震検知能力...・H ・……...・H ・......・H ・'"・H ・H ・H ・.....・H ・'"・H ・-… 15

N 日本列島およびその周辺における地震活動………………...・H ・.....・H ・.....・H ・H ・H ・..…… 16

1 地震の分布ー….............γ..............一.............一................γ.........................

2 地震活動のエネルギギ、-…・……...・H ・....・H ・-………H ・H ・-…・…H ・H ・..…H ・H ・-…… 20

V 地震発生の規模別頻度 ....・H ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・γ……γ・27

1 規模別頻度の地域性 -………:・・・・・・・・・・・・・・・・・勺・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ム...........................28

2 地震の規模と地震区の大きさ・…...・H ・・……………H ・I・H ・....・H ・H ・H ・'"・H ・-二 29

3 日本列島内各地域の b.…….一….日.…….口…….一…….一…….一…….一…….い…….υ…….日…….一…….リ…….い…….口…….一…….一…….一…….一…….υ…….υ…….υ…….一…….日…….一…….い…….一…….一…….一…….い…….一…….一…….υ…….口…….口…….υ…….υ…….一…….一…….一…….一…….一…….一…….口…….υ…….一…….一…….口…….一…….い…….い…….一…….一….一.一f勺….い…….一…….い…….一….口…….一…….口…….一…….日…….い…….一…….口…….い….一.二ど.….い.?f一 3ωO

4-← 地震動の振幅の頻度分布と b.…….口…….一…….一…….一…….い…….一…….口…….口一….ぺ……!ソ一….い…….一…….口……..…….υ…….一…….一…….い….一….

V羽I 地震震‘の立体的な分布と地体構造.…….一….一.γf一.一…….一…….一…….口…….い…….日…….口……..…….口…….υ…….υ…….υ…….口…….い…….一…….口…….口…….い…….一…….一…….一…….一…….口…….口…….一……..…….口……..…….一…….一……..…….一…….一…….υ…….υ…….一…….一…….一……..…….リ…….い…….一…….υ…….一…….一…….υ…….口…….口……..…….一…….一…….口…….口…….一…….日…….一…….口……"…….日…….い……"…….一……..…….口…….日….υ. 3拘8

1 日本列島の地体構造および地震の立体的な分布の概観.い…….一…….口….υ….一….一…….一…….一…….一…….一…….υ…….一…….日….口….口…….日…….日…….一….口….口….一…….口…….υ…….一…….口……..…….川…….い…….口…….リ…….い…….一…….一…….い….一.3却9

2 ‘各島弧における地震の垂直分布.…….一….日.…….日…….口…….υ…….日…….日….υ….口…….一….日….一….一….口…….一…….口….口….口….口….υ….一…….口…….一…….υ…….一….口….一….一….一….一…….口…….口…….υ…….一….一….一…….一…….一…….一….一….一….一勺.勺，…….日….口….口…….υ…….口…….

それらのことについても検討を加えた.I まえがき

日本列島は環太平洋地震帯に沿って位置し浅い地震の

みでなく，深い地震の活動も地球上で最も活発な地域の

一つで、ある.日本国内の観測資料を用いて，近地地震の

マグニチュードを求める方法としては，河角・坪井の方!

法が広く用いられているが，それらは浅い地震について

のみ適用される方法である.しかし，日本列島およびそ

の周辺では，深い地震の活動を無視し主サイスミシティ

を論じることは出来ない‘;じたがっで，深い地震に関す

るマグニチュードの資料が不可欠であるのでj筆者は深

地震の地理的分布と地形，地質，火山等主の関係につ

いては，古くから多くの人々によって注目され研究され

でいる.深層に発生する地震までふくめ，地震の空間的

分布とその活動の状況を明らかにすることは，、サイスミ

シテーィ研究の基礎的資料であるばかりでなく，関連する

他の地球物理学の分野に対しでも重要な情報を提供す

る.本論文では，深い地震のマグニチムード，その他に

ついて主増補した最新の資料を用いて，日本列島および

その周辺における地震の空間的分布の状態を詳しく調べ

ると共に，それらと地質構造，地形，火山，重力異常帯

等の諸現象の配列との関係について述べる.地震の分布

と他の現象とを対比する場合，震源決定の精度，観測網

の持つ検知能力の限界等が当然重要な問題となるので，

'い地震のマグニチュードを求める一つの方法を提唱し

た.そして，この方法により深い地震のマグニチュード

を求め，その資料をもとにして研究を進めた.

ある地域の地震の空間的分布の特徴，その発生の規模

別頻度の特性等は，地質構造，あるいはテグトニックな

- 4 -

日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又 79

条件と関連して変化するとされている.これらについて

議論を進めるさい，取り扱う空間の範囲の選定に本質的

問題の一つが存在Lている.ここでは，地震の空間的分

布に着目し，いくつかの地震活動の単位地域を選び，そ

れらについて，規模別頻度の特性その他を比較，検討し

た.これらの目的に対して従来の資料は完全とはいえな

いので，新たに深い地震のマグニチュードを求めたのみ

でなく，多数の地震について再調査し，資料の改訂，追

力日等をおこなった.特に， 1951年以降の地震について

は，マグニチュードの資料を欠く地震についてマグニチ

ュードを求めることにより資料をおぎない，資料の不完

全さや地域的なゆがみから来る統計結果の誤差を取り除

いた.また，日本'列島および、その周辺における地震活動

のエネルギーの深さに対する変化め状況の特徴，地球全

体の地震活動に対して占める割合等について考察した.

地震は地球上に一様に発生しているわけではなく，む

しろかぎられた地域にだけその発生が知られている.い

‘ろいろな断面について震源の分布の状況を見ると，地震

の多発する地域と，地震の発生しない地域とは，明瞭に

分離される.このことはj地殻~マントル上部に地域的

、な不均質の存在することを示している.すなわち，地震

の頻度の高い地域を構成している媒質は，地震の発生し

ない地域のそれと比べ，構造，状態あるいは物性等に何

1∞

80

ω

40

20

ー lR戸80 1900 1920 1940 1960

Fig. 1 Development of JMA seismological obser-

vation.

a; Numbers of seismopraph station.

b， c; Numbers of seismograph (1， 2 and 3 refer

types ofseismograph in the captions of Fig. 2).

らかの差異があると推論することが出来る.本論文で

は，それらの相違が，地震波伝播速度，減衰に与える影

響，異常震域との関係等について調べた.両地域での媒

質の特性の相違は，海洋，島弧等の型成に関する新しい

仮説 "Seafloor spr白 ding"とも関連する重要な問題

であるので，このことについても考察した.

本論文は，主として1966年までの資料にもとずいて作

製された草稿に，最近の資料を参照し加筆したものであ

る.したがって，その後の地球物理学の目ざましい発

展，資料の著しい進歩等に関しては，その一部々がとり

いれられているにすぎない.特に，第II，m章について

は，改訂すべき点も多いと思われるが，それらについて

は別の機会にゆずりたい.

E 震源決定の精度

地震の空間的牙布と地質構造ぞの他の地球物理学的諸

現象との関係を調べる場合，震源決定の精度の範囲をこ

えてそれらを対比する乙とは出来ない.‘地震の分布とそ

の活動の状況は，もとより短期間の資料でその全容を把

握することは出来ないが，震源決定の精度は時代と共に

変化Lている.したがって，震源決定精度の限界とその

地域性，時代的推移等に注意する必要があるので，最初

にそれらについ℃展望する.

sec Period

Fig. 2 Response curves for main seismographs

used in JMA network.

1; Electromagnetic seismograph with optical

recorder. 2; Electromagnetic seismograph

with visible recorder. 3; Wiechert seismo-

graph. 4; Strong motion seismograph.

- 5ー

80 験 J 震時報第 35巻第3，4号

1. 気象庁地震観測網による震源の決定まで、それらが気象庁観測網の主要地震計となっていた.

しかしながら，順調な発展を続けていた地震観測網も，

太平洋戦争により荒廃し，観測資料にもかなりの混乱が

見られた(特に， 1944 年~48 年の期間). 1950年頃より

戦後の混乱かち一応抜け出し，施設および資料は戦前以

上に充実して来た. 1960年頃より電磁式地震計が新たに

とりいれられ，また， 1961年以降は資料整理に大型電子

計算機が使用されるようになった.現在気象庁の観測網

日本の歴史時代ーからの地震〔主として破壊的地震)に

関する資料は，多くの人々の努力により，古い時代にま

でさかのぼり，広く収集され詳しく調査されている(た

とえば，今村(1937)，武者(1951)，河角(1951)等).

その後， 1884年に震度階が制定され，全国約600ケ所か

ら有感地震の報告を組織的に集めるようになってから

は，重要な地震現象はほとんどもれなく記録に残される

ようになった.地震計による観測は，これより先1875年

に始まり，年と共に測器に改良が加えられ，地震観測所

の数も増加して来たが (Fig;1参照);測器の精度，時

刻精度等は勿論今日のものと同一視するわげにはいかな f

い. 1923年の関東大地震を契機として Wiechert式地震

計による観測網の整備が急速に進められ，近年にいたる

/に設置されている地震計の主要なものについてその特性

曲線を Fig:2に示す.また，地震観測所および地震計

の増加の足どりを Fig.1に示す.

前記の事情から，日本列島およびその周辺の地震に関

ずる資料は，第 1表に示すような 4時期に分けて検討す

るのが妥当であろう.

Table，1. Brief history of imptovement for earthquake detection and location by the seismograph nefworkof JMA.

1884年 |初期に‘は震度分布を主に，後期には器械観測の資料により震央を推定しているが，精度につい

ては一般に現在のものと同等にあっかうわけにはいかない、.震源の深さは，大部分が不明確で

1929年 |ある.

1930年代には地震観測所は約90ヶ所，うち Wiechert式地震計によるもの55ケ所と，観測網は

ととのい，震源決定の方法も確立された. 深い地震の存在が確認され (1927年ごろ)，それら

の地震に関する調査も進められたが，浅い地震の詳しい震源の深さ，小さい地震の震源等につ

1930年 [いては資料はまだ十分ではない.定常業務、としておこなわれた震源決定の主な手段として，和

達・鷺坂・益田(1933)による P波の走時と，鷺坂・竹花 (1935)による S波の走時とから作

られた，S~P時間，震央距離，震源の深さの関係を示すノモグラフが使用された.他の方

法，たとえば等P線，初動方向等も併用され，手作業の..Trial and error method"ーにより

震源を求め，その結果は原則として1/10度のオーダーで記載されているがしかし，観測網の条

1950年 |件の良い地域，特$IJな調査のおこなわれた地震等を除き，一般に，震央位置に対して1-/10度，

震源、の深さに対して 20km以内の精度を期待することは無理である. なお，近地の柏深発地

震，深発地震では明瞭な ScS1皮が観測されることが多く，この相を深さの推定に応用した場

合には，かなり良い結果が得られている.

前記の期間のものと本質的には大差は芯いが，観測施設の整備，刻時精度の向上等により資料

四日年 |の質はかなり向上している主要な地震についてほ走時曲線を措いて震源をチエッグするな

ど，注意深く震源が求めるようになり(1953年以降は震源時も求められるようになった)， .浅

い地震についてもほぼもれなく震源の深さが記載されるようになった.また，小さい地震につ

いても震源が決められるようになった.観測網の条件の良い地域については，震央位置は約

， 1960年 I 1/10度，震源の深さは 20km(浅い地震について〉の精度をもっと推定されるものが多くなっ

1961年

L

ている.

電子計算機を使用し，和達・鷺坂・益田および鷺坂・竹花の走時にもとずいて改良 Geiger方

法(気象庁(1963)，ー市)11(1965))により，震源、が計算により求められるようになり，震央は分

の単位で記載され，震央位置の緯度，経度および震源時にはそれぞれ標準誤差が付されてい

る.かなり小さい地震まで震源が計算されるようになり，資料は質，、量共に飛躍的に向上して

し、る.

~6-


2. 震源決定の精度の検討

震源決定の精度は，地震計の感度，時刻精度および観

測網の配置の状況等のほか，準拠する走時，あるいは地

下構造の仮定の適合度等により著しく影響される.

1960年以前の時期(手作業の時代)の地震について

は，震源誤差は求められでいない.それらの地震の震源

決定の精度を推定するため，気象要覧，地震月報に公表

されている定常業務で求められだ震源、と，より精密な方

法 -Geiger(1910)， Hodgson (1932)の方法，および

現在電子計算機でおこなわれているプログラム等を使用

した場合ーにより求めた結果とを正較したのが Table2

である.

いることがわかる.本論文では主として1951年以降の資

料によって議論が進められているが，それらの地震の震

源、決定の精度は，次に述べる1961年以降のものに比べ著

しい不連続は認められない.

1961年以降は，和達・鷺坂・益田(1933)のP波の走

時，鷺坂?竹花(1935)のS波の走時に準拠して，電子

計算機により震源が計算されている.震源の誤差は，地

震観測の精度，地震発生位置と観測網の配置との関係で

当然変化する. 1961~66年の期間に，日本列島およびそ

の周辺に発生したマグニチュード付以上の地震につい

て，地震月報に報告されでいる震央および震源時の誤差

(改良 Geiger法による標準誤差，気象庁(1963)，市川

浅野(1959)は; 1958年に中部地方でおこなわれた爆 (1965))の地理的分布を示7とFig.3-bのようになる.

破震を，気象庁の観測網がとらえた資料を用い，気象庁図には，緯度，経度各 1.度の範囲内に発生した地震 (Fig.

の震源、決定精度を調べた.すなわち，爆破点，震源時が、 3-aにその回数が示されている〉の震央，震源時の誤差

未知であると仮定し，それらを前記の観測値を使ってrノの平均値、(4ケ以上の資料がある場合に一ついて平均が求

最小自乗法により推定した.それにより，爆破点が O.1 められている.こ ζでは，震源の深さについては考慮さ

度以内の誤差で求まることを確かめた.また，定常業務れていなしつを示したものである. Fig.3'-bから内陸お

〈当時の手作業〉でおこなわれていると同じ手段を用いよび近海の地震の震央位置は1j20度程度の誤差であある

て爆破点を推定した場合も，ほぼ同様な結果が得ちれて Lとがわかる.観測網の条件の悪い沖合地域(沿岸から

いる. 干 200km 程度の地域〉では 1j10~lj15 度程度となってい

Table 2の結果，およびーと記のことから''Trialand る.さらに周辺地域の場合には，より大きな誤差が推定

error method" による震源もかなり良い精度を持って，される.本論文で扱っている範囲内 (Fig.15参照〉の地

Date of earthquake

Table 2. Comparison oi accuracy of hypocenter location.

Hypocente.r determined by Jl¥;IA 11 Relocated hypocenter 1 ，. 1 r1 O:igin time Lat. Lo~g. bepth //Origin time Lat. L~g.' D~pth / k~ / k~

ni s N E km 11 m s s N E km IUU'I Source

1931 Feb. 20 1 05 33 44~5 135~7. . 350 11 33 23.1::t1. 5 44029~2' 135045土台 391::t31 6.1 40 1 *1

1948 June ‘28 1 16 13 -36. 1 136.2 20 11 …-・・ -36 08 2 136 14 2 ・・・ 1 51 ・・・ 1 *2

1952 May 23 1 13 2032.9 136.1 60 11 20 47.7 0.6 32 46 3.135 59 2 60 、120 J 0 1 *7

1953 Nov. 2610248 34.3141.8 40-60114852.4 1.23356'51415346491421 151 *3

19550ct. 19 1 10 45 27 40.3 140.2 0-10 1145 33.0 1.2 40 12 1 140 14 3 0 112 I -5 1 *4

1957 May 14 1 00 19 38 32.5 137.8 400 11 19 35.2 0.7 32 44 7 137 51 5 450 1 27 1 50 1 *7

1957 July 221 19.16 37 14.4 136.3 350 11 16 36.0 0.1 3437 2 136 07 2 360 1 32 1 10 1 *7

1957 Nov. 11 1 04 20 05 34.3 139.35 0 11 20 07.7 0.1 34 18 、2139 20 2 5 2 1 2 1 5 1 *5

1958 Sept. 2 1 0029 34 37.9 134..8 400-450 1129.34.6 0.4 37 55 3 134 33 3 400 1 281 -251 *7

1960 Mar. 20 1 22 36.49 39.85 143.350-10 11 36 48.7 0.6 39 52 2 143 33 3 20 1 22 1 151 埼

1960 J uly 30 1 02 31 38 40.2 142.6 30 11 31 38.2 O. 8 40 10 2 142 37 6 40 1 4 1 10 1 *6

1960 Oct. 9 1 18 00 38 40.8 141. 35 100 11 00 39. 8 0.4 40 46 2 141 29 4 60 1 151 -40 1 *6

1960 Dec. 71 12 40 19 36.5 140.6 50 11、4017.3 0.6 3628 2 140 45 • 4 60 1 7 1 10 1 *6

1960 Dec: .26 1 10 44 46 34.2 136.2. 60 11 44 45.0 0.2 34 02 1' 136 14 1 60 I 19 1 . 0 1 *7

r; Deviation of epicenter location (，/ L1ip2 + LLF ) d; Di百erenceof focal depth (re!?cated ~ JMA)

*1; Kawasumi・Yoshiyama (1934) *2; Tomatsu (1952) ヂ3;Usami (1956) *4; Sendai Distriじt

Met. Obs. (1956) *5; JMA et a1. (1958) *6; JMA (1963) *7; Author

- 7ー


ω' du

、EEE

、EEEJ

dλ 。AOt

Fig. 3 Geographic distribution of errors in location of epieenter and origin time 'determined by JMA.

a; Numbers of earthquake of magnitude 4きandgreater which occured in each section 10 (lat.)

by 10(longJ. b; Mean values of standard error in latitude (L1ω; longitude、(L1A)and origin time (L1t) for each section.

震については，大部分が1j10~1j15度以内の誤差と云え

よう.なお，市川 (1967)の調査でもほぼ同様な結果が

得られている.

佐藤，ほか(1967)は，観測網の配置の震源決定精度に

及ぼす影響について， Simulation method (地震波の速

度;7 kmjsec，観測誤差;分散 0.'1secの正規分布，資料

の数;震央に近い30の観測値を使用ーしたとして〉により

推定し， Fig.4に示すような結果を得ているが，実際の

データによる Fig.3-bと上記の仮定の上に理論的に計

算されたFig.4とは，一般的傾向はほぼ一致している.

、走時曲線の適合度，特に"その地域性については，地

下構造ーの問題と共に多くの人々によって研究され一てい

る.最近は人エ地震により得られた走時資料も豊かにな

り〈たとえば松沢 (1964)，RGES (1966))，それらと前

記の走時どの差一特に，地殻内およびマントル上部で、の

速度分布の相違ーが指摘されている.安芸(1965a)は

- 8ー


RGESにより報告されている走時資料とよく一致するよ

うな地下構造を仮定し，それにもとづき，気象庁の観測

資料を用いて東北，関東，中部地方に発生した地震につ

いて震源決定をおζなった.それによれば，気象庁の決

定した震源は一部の地域のものを除き，安芸の再決定し

た値と有意な差が認められない(ただし，震源時には差

を生じる).気象庁で使用している、前記の走時は， 0，

20， 40， 60， 80，.100， 120， 160， 200， 240， 280， 320，

360; 400， 450， 500 kmの16段階の深さで、あらわされて

おり(1967年以降はさらに細かく， 36段階となった)，

震源の深さはこれらにより表現されている.安芸によれ

ば，両者の震源の深さは，中部地方のものについては約

距離の資料のみによる場合等は前記の影響は無視出来な

い.しかし，本論文で扱う震源の多くは，多数の近距離

の資料を使用しており，また，観測点の分布の条件も特

定の地域くたとえば，三陸はるか沖，千島列島，琉球列

島等〉を除き，かなりよい.したがって，多少の系統的

なく相対的な〉誤差はさけられないとしても，地震の空

間的分布の大勢に大きな影響を与えるものではない.

本論文の第IV~VI章ではこれらの事情を考慮、して地震

の空間的分布，活動の特性等が論じられている.震源決

定の精度の過信にもとずく，過度に詳細な議論は避けね

ばならぬが，本論文で使用した資料は，前述の吟味の通

り，以下で、議論する範囲の問題に十分たえうるものと考

10km程度の差(安芸の決定の方が浅い〉が認められるがえられる.

他の地域では有意な差は認められないと述べている.

日本列島付近では，島弧周辺に見出される地震波速度

の異常〈勝又(1960)，久本 (1965)，宇津 (1967d)，

Oliver・Isacks(1967)等〉の，震源決定の精度に与えあ

影響についても考慮されねばならぬ.、Herrin・Taggart

(1966)， Sykes (1966)，Cleary (1967)，金森 (1968)

等の Aleutian列島での..Longshotυ の資料を用いた

研究によれば，震央決定の実際の精度は， i:.3dM(dM;

・標準誤差〉であちわされる値以上となることがあること

を示している.宇津 (1967d):も，日本列島周辺の地震

について，震央位置に系統的誤差のあることを指摘して

いる.特に，偏在する観測点の資料を使用した場合，遠

Fig. 4 Expected theoretical errors ih location of

epicenter and 'origin time (adopted' from Sato

et a1.， 1967. Assumptions of observation error;

mean=O， standarddeviation=O.l sec.). '-、Heavylines; errors in location of epicenter

(unit 10 m). Dotted Iines; errors in origin time

(unit 10 m sec).

E マグニチュードについて

サイスミシティの研究にマグニチュードの資料が不可

欠であることは云うまでもない.日本列島およびその周 r

辺に発生した主要な地震のマグニチュードは気象庁によ

り決められており，過去の地震についても 2，3のカタ

ログが出版されている.しかし，モれらは浅い地震(深、

さ60km以浅〉に関するマグニチュードのみで， 60km

より深や地震のマグニチュードは空白である.これは，

深い地震のマグニチュードを求める方法が確立していな

いためであるが，このことが，サイスミシティを立体的

に把握する上で大きな障害となづている.この障害を除

去するため筆者は，、深い地震のマグニチュードを求める

ための一つの方法を提唱した.

坪井(1954)の方法による浅い地震のマグニチェード，

および，筆者の方法による深い地震のマグニチュードは，

いわゆるであるーMs"であるが，最近，実体波から求

められる H mB"がUSCGS，'ISC等によって採用され，

世界的に広く用いちれる傾向にある.両者の得失につい

ては，ここで怯ふれないとしても，すでに多量の Msの

資料が蓄積されているわが国としては，両者の対応をよ

く調べておぐ必要がある.この目的のため mBとMJMA

および深い地震に関する筆者のMKAτ等との関係を明ら

カ斗こ L-i:こ.

地震活動に関して統計的研究をおこなう場合，M が

もれなく求まる限界について十分注意する必要がある.

気象庁から発表されている日本列島およびその周辺の地

震に関するM は，例えば，宇津 (1967a)により指摘さ

れているように，かなり不完全で， M6以上でないとす

べての地震についてMが求められているとはいえない.

しかし， 1¥46以上の地震の資料のみによって，サイスミ

- 9-


MG'R

8

O

O

7 O

O

6トよ O

。0'

O

O

O O

O mm

10

i l¥¥:くぐに:jI「句、必\:~'~"'~ぜ

7 S-MJMA Eがcent四1Distance 5∞ -l以)()Km

Fig. 5 Comparison of magnitudes determined' by

Qutenberg.Richter (McJR) and those deterinined

by JMA (MJMA).

シティ，、特に，その地域性等を論じることは一般に困難

である O

筆者は，Mに関する多数の資料をおぎない(従来の資

料を訂正したものもふくむ.資料，方法については次節

参照)，調査を進めた.

1. 浅い地震のマグニチュード

浅い地震(深さ 60kmまで〉のマグニチュードを求め

る方法としては，日本では河角(1951)，坪井 (1954)の

方法が広く用いられている.河角のマグニチュードば，

震度分布から決められるもので，これを用いて歴史時代

からの破壊的地震(河角 (1951))，1885~1950年の期間

の主要な地震のマダニチュード(気象庁 (1953))等が

求められている.河角の方法は，器械観測以前の時期の

地震についてもマグニチュードを推定出来る点に重要な

意味があろう.坪井は日本列島およびその周辺地域の地

震に一ついて，日本国内の地震動の最大振幅の観測値を用

いて， Gutenberg ・Richter(1954)の決めたマグニチ

ュード (MGR*) と近似した値を得るための実験式

)¥，1= log A+ 1. 7310g L1一、0.83 (3.1)

A;水平動の最大振幅 (μ 単位〉

Fig. 6 ' Relation ，between amplitude and epicentral

distance.

The figure shows superposed data for the-eleven

. erathquakes of magnitude' 6. O. Slanting lines

show calculated values according to the Tsuboi

formula.

L1;震央距離 (km単位〉

を求めた.この式を使って， 1925年以降の主要な地震の

M を求めた結果が気象庁(1958，1967)によって報告さ

れている.これらのM(MJ山〉と Gutenberg・Richter

(1954)によるM (MGR) とを比較すると Fig.5に示す

ようになる.

Mは通常多くの観測値から平均値としで求l

められる

が，地震動の振幅は，発震機構，波の伝播経路での減表

の条件，観測点近傍での地盤の振動性等によって大きく

影響される. Fig.6はM=6.0と求められているnの地

震のA~L1の関係を，重ね合わせで示したものであるが，

Aはかなり広い範囲にばらついて (6.0::1:0.25)いるこ

とがわかる.坪井 (1954)もMの精度は土0.3程度であ

ると述べている.このごとは，個々の地震の'Mについ

て詳細に論じる場合には注意を要する事柄であるが，第

N， V章で取り扱うような統計的問題では，重大な支障

とはならない.

気象庁では， (3.1)式を用いて，浅い地震の M を求め

キ Gutenberg. Richter :“ Seismicityof the Earth" にているが，前に述べたーように，かなD多数の地震につわ

記載されている M. この M rJ)性格は，いわゆる“ Ms" でMの資料を欠いている(特に， 1964年以前の時期にっと同一体系のものといえる (Richter(1958)). したがつ

いて).それらを補うため，地震調査原簿(気象庁所有〉て， (3.1)式から求まる M はp 使用した振幅 Aの性質に関係なく上記のような性質を持つマグニチュードとなるおよび原記録を参照する等して，Mを再調査した. まー

- 10ー

日本列島およびその周辺正おけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又 85

ずこ，振幅の資料の著しく不備な地震については，記録範

囲からA1を推定し(Table4，および本章第4節参照〉チ

エッグした.

2. 深い (60km以深〉地震のマグニチュード

坪井による (3.1)式は一般に，深さ 60km程度までη

地震に対して適用されている.これより深い地震の M

を求める方法もいくつか提案されているが，まだ広く用

いられている方法はない. Gutenberg (1945 b)の方法

も，そのままではわが国の観測資料には適用出来ない.

しかし，日本列島およびその周辺では，柏深発，深発地

震の活動も活発であり，これらの地震の M の資料を欠

いてはサイスミシティを完全に把握することはできな

い.筆者(1958a，1958 b， 1964)は以下に述べるよう

な方法，すなわち，坪井による浅い地震の場合と同様，

Gutenberg ・Richterの決めた日本列島お上びその周辺

の梢深発，深発地震に関するJlvlを正しいと認めた上で，

日本の観測値からそれと同様な値を得るための実用上の

方法を開発した.この方法は，末広(1960)も指摘して

いるように，一地ア構造その他に関する仮定が一切ふくま

れていない点に有利さがあJろう.

震源から観測点にいたる地震波の経路と，そこにおけ

る減衰の条件および発震機構が完全にわかれば，任意の

深さの地震について，振幅 (A)と震央距離 (L1) との

関係は計算によって求られよう.しかし，実際にはそれ

ーらは十分にわかつてはいないので，多くの場合，観測値

にもとずき震源の深さ (H) ごとの A~L1，あるいは AjT

.-;.L1 (T;周期〉の曲線の形を求める方法がとられて

いる(広野・岩井 (1952)，和達・広野(1959)，井上

(1959) 等).柏深発，深発地震のA~L1あるいは AjT~

-200

∞

d4

ぐ一号Q-

-6∞km

Fig. 7 Schernatic expression of e百ectof attenua-

tion on propagation of seismic wave.

Right: illustration of seismic rays from various

depths to the same distance. Left: relation

between depth and attenuation co伍cient(afer

Wadati・Hirono，1956). Dotted area indicates

the stratum of high attenuation.

Aの関係は，一般に，浅い地震のものより複雑な形とな

り，両者の関係がつかみに〈い.これは，発震機構，地

震波経路における地下構造，観測点の地盤の振動性等

が，浅い地震より以上に大きく影響している結果と思わ

れる.これらの影響を少くするために，筆者はA~Hの

関係を用いた.すなわち， Fig.7に示すように，いろい

ろな深さに発生した同一規模の地震が，ある dの地点で

観測されたとした時のA~Hの関係を求めた.この場合

L1 !ti 100 kmごとにとり，L1士50kmの範囲にはいるいく

つかの観測値を平均して，その dにおける4とした.こ

のようにすることによって，上記のような諸条件の影響

が平均化される利点がある.なお，Aは水平動最大振幅

を用いているが，この波は通常S波と考えられる.各d

に関する A~Hの関係は .Fig.8 に示すようになる.

Fig. 8 の A~H の関係を次の式であらわす.

logA=α-'L.Cn(HjR戸 (3.2)

R;地球の半径，H;震源の深さ，

Cn;任意の常数，n= 1. 2・j

α;深さ Oの時の logAの値， α=M-αoである Mの

値に換算 (Fig.8は M=6の場合が示されている).

A~Hの関係は η=4 で一応近似させることができ，

的および Cη は Table3に示すようになる(ただ、し，

Table 3ではHjRのかわりにHであらわされている).

Table 3. Constants for the equation (3. 2).

L1(刷 |α。IC1X川CzX叫C3X1州C4X山

100 2.691 一2.970 2.138 -2.807 1.143

200 3.215 、 -2.008 1. 459 -2.122 1. 047

300 3.529 -2.316 0.990 -0.824 0.149 一'

400 3.646 0.556 -0.052 0.208 -0.0τ7

500 3.722 3.105 -1.133 1.603 -0.652

600 3‘.827 4.485 -1.811 2.611 -1.152

700 3.854 6.473 -2.460 3.308 -1. 413

800 4，055 3.948 -1. 287 1. 459 -0.519

900 4.071 5.722 -2.058 2.523 -0.961

1000 4.085 7.810 '-2.850 3.515 -1. 367

1200 4.318 6.228 -2.302 I 2.913 -1.177

1400 4.347 8.331 ...，.3.021 3.668 -1. 412

それらから計算される曲線は Fig.8の実線で示されて

いるようになる.

この曲線は平均的な意味でく第四章で述べるような地

域的不均質を考えな、いとして)，マントル内で、の地震波

の滅表の状態をあらわすものである. L1; 500~ 1400 km

に関する曲線は，マントル上部(深さ 100~200 km)で地

-=-11 --'-

第 3，4号第 35巻報時震験

(き.u司三一一言〈

86

L1;30()

‘9 . .

L1; 200

、-

L1; 100

. . . 1000

100

11: 600 L1; 500

九九へ

日

胃

・

Lt400

可:!大

ω唱Hdt-aE〈

100

. 。・

L1; 900 L1:S00

¥:・・ハ・・与ι司、、、ー

一¥/〆¥-、、』ー』島、』.一一ー~.司、 r

・・.・、、

L'l: 700

ω

一Mg一25〈

50

L'l; 14ω

~ーー" . f、~、\・

、・./司..¥¥・、 . ，七 .、、一事、./..、、、 ../¥a

-.'¥. .T • ，、.-. . . .

L1; 1200

-o .~_・¥ . ~.. ・ご¥¥〆¥・./・...........血、.ち .. '¥. &一、、4・、、、

.-. . - - " 、・・ .

L'l; 1000 ω勺HHa

一aE〈

ユodA

日リハ

UにU300 500

F畑 1De帥 (km)

Fig. 8 Amplitude-depth relation at each epicentral distance.

ーAmplitudesmean resu1tant values for magnitude 6. O. Each open circ1e shows amplitude for

shal10w earthquake according to the Tsuboi form_ula.

400 ' 200

- 12ー

100/ 600 400 200

日.本列島およびそーの周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一一勝又 87

震波の減衰が著しく大きいことの影響をあらわしていることが出来&各11，Hに関する K の1直を Table4に

くFig.7参照).このことは，いわゆる..Low velocity¥示す.

layer"の存在に対する一つの証拠とみなすことができ前記の方法を用いて， 1930年以降の日本列島および周

ょう ¥ 今 r 辺り，深さ 60km以上の地震の M を求めたぐそれらのう

(3.2)式からち，主要な地震の資料を付録に記載した).本論文で使

M=logA+K， K=α。+エCη(HjR)九 (3.3) 、用しでいる深さ 60km以深の地震に関する M の資料

となり，Kの値がわがれば， 11， H， Aから M を求めるは，すべてこの方法によって求められたものである.そ

Table 4. ， K values for the equation (3.3);

Ei元74h士~~ I 200 l' 300" I 400 I 500 I 6∞I 700 I -80O l' 900， 11000 1ロ001 14~0 25キ 2.63 3.16 3.46 3.68 3.84 3.98 4.09 4. 19 4.29 4.36 4.53 4.62

50 2.58 3;14 3.40- '3.69 3.90 4.08 4.23 4.29 4.41 4.54 4.68 4.83

100 2.65 3;19 3.38 3. 73 3.99 4.18 4.38 4.41 4，55 4. 74 4.83 5.04

150 2.85 3.31 3.43 3.77 4.01 4.18 4.40 4.45 4.58 4. 76 4.85 5.07

200 3.11 3.47 3.54 3.83 4.'01 4. 15 4.35 4.43 4.53 4.78 4. 79 4.98

250 3.39 3.64 3.68 3.89 4.01 4.10 4.27 4.38 4.44 4.56 4. 70 4.85

300 3.67 3.80 3.85 3.97 4.03 4.08 4.21 4.33 4.36 4.44 4.61 4.71

350 3.90 3.95 4.02 4.07 4.07 4. 10 4. 18 4.29 4.31 4.36 4.55 4.60

400 ， 4.09 4.08 4.17 4. 19 4.16 4.18 4.21 4.36 4.30 企33 4.53 4.55

450 4.22 4.20 4.30 4.32 4.29 4.30 4.29 4.27 4.35 4.37 4.56 4.57

500 4.30 4.34 4.39 4.48 4.46 4.45 4.41 -4.31 4.44 4.47 4.64 4.65.

550 4.35 4.51 4.44 4.65 4.66 4.61 4.54 4.38 4.57 4.61 4. 74 4. 78

600 4.41 4.77 4.42 4.84 4.87 4. 74 4.64 4.46 4. 72 4.77 4.83 4.93

キ Determinedby the equation (3.1).

O

Q

7-

7トょ;P641-・・6コ O ・

・・ lT o ..・

，

O 砂O @/ ec・0 i2l @

+10 a

価

0

+ぽミ15ミ

o 0 0 0 O

。000 0 OQ)> 0 ~

0-ー-<X>CD一一-"，0 0 ∞ 000 ; 0 0

争p<(p oo 叩&、 o∞ O

O

αコOO O

-:ij) 2∞ 4∞

Depth

O 。。-Q.'i

。

MKA.T

Fig.9 Comparison of magnitudes determined by Gutenberg.Richter (MGR) and those by the author

(MKAT) for intermedia:te-depth and deep shocks. a: Relation between depth and (MKAT-MGR).

b: M KAT and M(m・ upencircles denote intermediate-depth; solid circles，deep.

-'13ー

れないう. USCGSは mBと同一体系の mCGSを，短周期

上下動地震計の記録のP波群の最大振幅とその周期(T)

から，次式により求めている.

mCGS= log Aj T + Q (3.β〉

Qは震央距離，深さにより決まる常数である.

市川・ Bashafu(1963)は M とm との関{呆を

M=0.76m十 1.58 (3.6)

であらわし，この式が日本付近に発生した地震(1964年

1月---6月〉につき気象庁で、決めた MJMAと，それに対応

する mCGSとの関係を満足すると述べている (MJMAが

4---匂程度の範囲内について，市)11(1966)).

筆者は1963年6月，...;..，66年12月の期間の地震のMJMA，深

い地震に関する M KATとmCGSとの関係を求めた (Fig.

lO-a， b). 図に見られるように両者の対応は全般的にあ

れらの M(MKAT) と， Gutenberg ・Richter(1954)に

よる 1I1(MGR)を比較すると， Fig. 9-a， bに示すように

両者はかなりよく一致し，系統的な差は認められない.ー

3. M(JMA)とm(CGS)の関係

最近γ グニチユ「ドのスケールとして，実体波から求

められる，いわゆ'るmB(Gutenberg (1945 a， b)，その

他〉が広く用いられる傾向にある.各地のサイスミシテ

ィを比較する場合一特に，地震の規模別頻度の地域性等

を論じる場合一，マグニチュードの体系の相違は重要な

問題でel5り，両者の対応が完全に知られていなげ札ばな

らない.

Gutenberg ・Richter(1956)は JrlB と1vlsの聞に

mB=0.63λ1s+2. 5=Ms-0. 37(Ms-6. 76) (3.4)

なる関係を与えている(ただし，小さい地震には適用さ

O

第 3，4号第 35巻報時震E食、 88

O

• •

O O

C ・ /・・・o / ・・ 0/・0・00000/ ・.. .(j[)~. A)o .CI'l (j匝濁/c ・

o，--ol.T・0③Eコ g ・

0立証 O .0

m ・• Q

ed G

riv

--m 6

5

O O

O

a

ぐMG

Fし

|トllm

6

5

4

MKAT MJMA

Fig. 10 Relation between M and m.

a: Jl.，IJMA and mCGS for shallow ~earthquakes. b: MKAT and mCGS for intermediate-depth and

deep shocks. Open circ1es indicate ‘intermediate-depth ;solid circ1es， deep.

L 5

i 6 5

Comparison of M JMA， M KAT and mCGS Table 5.

5.1 5.0

4.73

4.9 4.8 4.7 4.6 4.5 4.4 4.3 4.2 4.1

4.89 4.65 4.58 4.45 4.44 4.36 4.39 4.33 4.25 4.21

← ....................;0.2・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・→ ←・・・・・・・・・・・・・

6.2 6.1 6.0 5.9 5.8 5. 7 5.6 5.5 5.4 5.3 5.2

5.80 5.69 5.54 5.51 5.49 5.41 5.28 5.26 5.15 5.13~ 4.94

M ¥

1n

C

M

1n

;.....0.3 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・........・・・・・・・・→ ←・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 0.4.....................

- 14-

C

m; Mean values of mCGS to e，!ch M.札

c; (MJMA， M KAT)一(mCGs)，determined by the equation (3.7).

は，記録紙上の最大振幅 0.2'""-'0.3mm一実動で‘ 2'""-'3~

}程度ーが検出可能な最小の地震であろう.したがって，

Table 4のK に logAキ0.5を加えた値が，検知出来る，

最小の地震のλTということになる.たとえば，震央距離

300km，震源の深さ50kmの場合はM=3.9，深さ300km

では且1=4.4となる.宇津(1961)は， 1953年，....，56年頃

ーの資料について，日本列島付近(沿岸から約 200km以

内〉の浅い地震では，M4以上がほぼ完全に検知される

とじているが，上記のこととほぼ一致している.

震源要素を求め石ためには，数地点、からの有効な観測

値が必要とされる(1961年以降は，p.S共に有効な観

測値が 5ケ以上ある場合について，震源決定作業がおこな

われている〉ので震源の求められる最小の地震は前記の

値より更に大きくなる.浜松(1960)宇津(1967a)は日

本列島付近(沿岸から約200km以内〉の浅い地震では，

M6以上でないともれなく震源，M等が求められてい

るとはいえない主している.この限界はサイスミシティ

の詳しい調査をおこなう場合に，資料の量に対してきび

しい制約となる.したがって，より多くの資料を補充

し，この限界を拡張する必要がある.筆者は，気象庁に

より震源が報告されているが M の資料を欠く地震につ

いてその資料をおぎなった. すなわち，震源、の深さ 60

krh以上の地震について前記の方法でをM求め，またM

の資料を欠く浅い地震についてはみfを再調査し補充し

た. その上で， 1951年以降の地震について，M の限界

ーの地理的分布を詳じく調べた.すなわち，地震の規模別

頻度の分布が直線であらわせる範囲については，地震が

もれなくとらえられていると考え，その限界の]，，1を調

べた. Fig. 12-aに数例を示すように，緯度，経度各2

度の範囲に発生した地震について (1度づっ順次ずらせ

て)，最小限界の].，[を求め，その地理的関係を Fig.12-

bに示した. Fig. 12-bからわかるように， 1951年以降

については，関東，近畿地方等の内陸や近海め，観測網

の条件め良い地域では，lvf 4き，....，4!以上の地震がほぼも

れなく。とらえられている.沿岸から200km付近の地域で

は]，，15き以上の地震がほぼもれなく震源，M 等が求めら

れていることがわかる.このことは，Mの資料を補充し

た結果，浜松(1960)，宇津(1967a)等が指摘した限界

より M にじて約会進歩し、たことを示している.また，従

来の資料では困難であった，地域別，深さ別の，地震発

生の規模別頻度の特性等φ議論も可能となった.、

1961年以降の資料だけについてみると， Fig. 13に2，

3の例を示すように，条件の良い地域では lv'14.-.-4ま以

上の地震の震源要素がほぼ完全に求められている.これ

89' 日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又

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5

M

Fig. 11 Relation betweeri M and Jn. Operi circles indicate mean values of Jn to corre:

sponding M; solid line， equation' (3.7) ; dotted line， equation (3.6); chain line， M=1n.

5

-15 -

まり良くない. そこで， MJMA，MKAT に対するJnCGS

の平均値を求めると Table5および Fig.11のように

なる.これらから両者の関係を求めると， ]，，14を'""-'6士の範

囲について

17iCGs= (0.5土0.14)+(0. 85::i::0. 03)1¥Jn[A，KAT

(3;7)

となる. (3. 7)式から両者の差 Cを求めると Table5

-の最下段に示すようになる. この関係は， Fig.10-a， b

に見られるように，t，支発，柏、深発，深発地震についてほ

ぼ共通のものとみなせる.このことからも，筆者の求め

た深い地震に関する M KATは，浅い地震に関する M nIA

と同一体系のものといえよう.なお，Fig. 10， 11で明

らかなように， (3.7)式の適合度は (3.6)式より良い.

(3.6)式は算出に用いた資料(日本列島以外の資料によ

る)，および比較した資料の少ないことに問題があろう.

M 特以下の地震に関しては資料が少ないため両者の

関係を明らかにすることは出来ないが，.(3.7)式とは違

った形が予想される.

4. 気象庁地震観測網の地震検知能力

震源決定の精度と同様に，検知出来る地震の最小値

も，観測網の配置の状況，測器の性能等によって，地域

的に異なっている.このことは，地震の統計，サイスミ

p シティの調査なををおこなう場合、卜分注意しなくてはな

らないことの一つである.

100倍級の地震計を基本にしている気象庁の観測網で


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• b N • • @

@

N

"¥ 内ぬ ~ν 門 fザ

.4~ 615弘， ~4当 o5~。5

Fig. 12 Lower limit of magnitudes of earthquake' can be located without omission by JMA network.

Left: examplesof magnitude-frequencyrelations for earthquakes whichoccured in each section 、

20(lat.) by 20(long.). The minimum magnitude ，in the range where magnitude-frequency relation

can be regarded as a straight line' expresses lower limit of magnitude -of earthquake whose

hypocentral parameters are determined without omission. Right: geogniphic distributio!l of the

above-mentioned magnitudes.

らから，M に関する資料は， Fig.12-bのものと比べ

て，さらにま~を程度前進じているといえる.地域的に

サイスミシティを論じる場合，この意義は大きいものと

いえよう.

上記のように従来ほとんど空白であった深さ 60km以

深の地震の M を決めることにより，日本列島およびそ

の周辺の地震活動を立体的にとらえるための資料が準備

された.また浅い地震については，多くの M を追加す

るととによって，より豊富な資料をサイスミシティの調

査に利用することを可能とした.以下に述べる調査は，

これらの資料にもとづくものである.

IV 日本列島およびその周辺における地震活動

震央分布図は，その地域の地震活動の特性を示す最も

基礎的な資料として，また，地震の発生と地質構造その

他の地球物理学的現象との関連をとらえる上に重要なd情

報を提供するものとして，とれまでにも非常に多種のも

のが作られている.最近のものでは，たとえば和達・岩

井 (1954，1956)，気象庁 (1958，1966)による震央分布

図，玉城(1961)，宮村(1962)による深さ別の地震頻度

分布図等があるしかし，ーそれらはいずれも深い地震のも

マグニチュードに関する資料が欠けている.Gutenberg.

Richter (1954)は深い地震のマグニチュードをいれた

震央分布図を作製しているが，資料、の古い点，比較的大

:規模な地震の資料のみを使用している点に不満があ.'5.

ここでは，すべての深さの地震についてマグ〉ニチュード

を考慮にいれて，新しい震央分布図を作製した.すなわ

ち，最初に 1930年以降の M6以上の地震を使用して日

本列島およびその周辺の地震の地理的分布を概観し，次

に震源決定の精度の高まった1951年以降の資料により i

- 16-


M4会以上の地震までふくめた深さ別のくわしい震央分

布図を作製した.

日本列島およびその周辺では，i.支発，袷深発，深発地

震の活動がいずれも活発で、あるが，深さ別の地震の頻

度，エネルギー放出量等の比較は，従来は深い地震のマ

グニチュードが不完全のため，困難であった.深さによ

る地震活動度の変化の状況を知ることは，地球内部構

造，地震の発生機構等の考察に対しても重要な事柄があ

るので，それらの関係について調べだ.また日本列島お

よびその周辺の地震活動の特性，地球全体の地震活動に

対して占める割合等についても考察した.

1. 地震の分布

日本列島およびその周辺には，震源のごく浅い地震か

ら， 600---650 kmの深さの地震に至るまで，ほぼすべて

の深さに地震の発生が認められている.勿論それらは，

「一様に発生しているわけではなく，浅発，柏、深発および

深発地震はそれもぞれ異なった地域に発生している Fig.

14は， 1930---1966年の期間に， 280""，480N， 1280---150oE

の範囲に発生した，M6以上の地震の分布を示したもの

である. ~ig. 14では，従来のものと比べ，深発地震の

.分布が比較的狭い地域に集中し，より明瞭な帯状の分布

をしているのが見られる{筆者の再調査した震源資料

を合む).特に本州南方沖，オホ{ツグ海一千島地域で

は，柏深発地震，深発地震の発生域の分離が明らかとな

っている.一方，日本海南部地域における深発地震帯

の連続性については疑わしさの残る分布となっている

(Fig. 20参照).隣接地域まで含め，地震の分布を概観

すると玖 Fig.15に示すようになり，マリアナから本列、l

，を通過しオホーツク海に至る深発地震帯，ほぼその内側

に沿う精深発地震帯，九州、!から台湾付近に至るものとの

2系統の柏深発地震帯が見られる.浅発地震の分布はよ

り複雑であるが"前記の2系統に準じて大別できょう.

、火山の分布もまた，これらとほぼ平行した東日本火山帯，

西日本火山帯の2系統に大別され一てがるて杉村 1960)，

Fig. 40-b参照).

次に，前主主2節で述べたよラに，気象庁、の1951年以降

の地震資料は，それ以前の時期のものに比べ，質f量共

に向上しているので1951---65年の期間の資料を用いて，

深さ別に詳しい震央分布/図を作製した.前に述べたよう

に，日本列島およびその周辺に発生する地震は，M5金

程度以上のものでないと，もれなく震源事項が求められ r

ているとはいえない.したがって，地域的なゆがみの無

い震央分布図を作るためにぼ M5会以上の地震の資料の

みを用いなければならない.このととは M 別に表現さ

En

RU

10

E

3.0 ルf

Fig. 13 Examples of magnitude-frequency relations

for the three areas.

K+-Kanto District (1961-1966)， M: Matsushiro

earthquake swarm (Aug. 1964-Dec. 1966)， N: Aftershocks of. Niigata earthquake. (J une . 16，

1964-]uly 31， 1964). .

れていないサイスミシティマップを見る場合に注意すべ

きことである.多くの震央分布図(たとえば，和達・岩

井 (1954，1956))で、は，関東地方が著しく地震活動の

活発な地域としjて表現されているが，M6以上の地震に

ついて作られた Fig.14では，特に活動的な地域とは

なっていない.これは，関東地方では M4""，5程度の小

地震の資料が他の地域に比べて多数含まれていることに

よる.しかし，これら小地震の存在をま Fったく無視する

ことは別の意味でゆがみを生じることになる.サイスミ

スティは，地震活動のエネルギー面と，活動の頻度の両

面から捕えられねばならない. すなわち;Mの大きな

地震の発生はエネルギ{の立場から重要な意味を持つ

が，同時に，小地震の頻発(たとえば，松代群発地震の

ような〉も現象面からは無視出来ない.この意味から，

以下では，マグニチュード別の記号を用い，M4会以上

の地震の資料により震央分布図を作製した (Fig.17;;"'"

20). したがって，M4去~誌の地震の分布に関しては，

前章4節 (Fig.12参照うで述べたような事柄に注意す

る必要がある.

Fig. 16 a， bは前記のようなことが，地震の地理的分

布のパターンにどのような影響を与えるかについて調べ

たものである. 1951，....，67年の期間の M4会---5をの地震の

みの資料を用いたFig.16-bでは，内陸部一近畿・中国地

~ 17ー

92 験震l 時報第 35巻第3，4号

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Fig. 14 Earthquakes of magnitude equal to or greater than 6 for the period 1930 through 1966.

- 18ー


40

20

Fig. 15 Schematic map of seismic zones in and

near the. J apanese Islands.

Hatched areas indicate seismic zones; densely

hatched areas， zone of highactivity; area sur-rounded by solid lines， J-1. area in this study; area surrounded by dotted lines， J-2 area.

方・松代群発地震等ーの地震活動が見られるが，同期間

の M5を以上の地震の分布を示した Fig.16~a では，こ

れらの小地震の情報が無視されている.取り扱う資料を

十分な期間にとれば， Fig. 16の αとbの聞に見られる

ような差は埋められるものと思われる(たとえば， 1930

--66年の期間の M6以上の地震の分布を示した Fig.

14では Fig.16 aに見られるような内陸部の空白はかな

り埋められている).したがって，短期間の資料すサイス

ミシティを論じなければならない現状では，完全ではな

いとしてもト小地震の資料を参照することは有意義であ

る.沿岸から離れた地域で、は Fig.16の αとb(あるい

は Fig.14) との間で地震分布のパタ-:(に大きな相違

は認められない.しかし， Fig. 16-bの沖合地域の地震

の頻度には， Fig. 12で示したようなゆがみのあること

に注意しなければならない.

a) 浅発地震 (Fiι17;0~h<30km ，

Fig. 18; 30亘h<70km)

日本列島の地殻の厚さは，人工地震，表面波，重力等

による研究を総合すると， 30土5km程度と推定される

(たとえば，金森(1963)). したがって， Fig. 17で陸

地および近海め地域に分布している地震の大部分は地殻

内地震とみなすことができょう.しかし，地殻の薄い太

平洋岸沖等ではi 地殻下の地震ということになる.これ

らごく浅い地震は，他の島弧でも一般に見られるよう

に，海溝底の陸側の縁に集中し，大規模な地震もこの地

域に多く発生している.陸地では， ~*寺に著しい地域的は

差ーたとえば，東北日本，西南日本内帯，同外帯等に大

別してーは認められず，余震活動を除き，広く日本全域

に散発している.しかし，頻度はマントル上部で、の地震

活動 (Fig.18) と比べ少ない.これら内陸地域の浅い

地震は，海洋側から大陸側へと延長している傾斜した震

源帯に沿った地震活動.(Fig. 41---45)とは異なった系

列に属する活動とみることが出来る(第VI章2節参照).

Fig. 18に示されている，地殻底~マントル上部の地 J

震では，東北日本と西南日本で分布の状況が著しく相違

している.それらはj支田 (1957a) により指摘されてい

るように，関東以北の太平洋側に著しく多く，関東地方

東部を除き，陸地には少ない.地殻底~マントル上部に

おける地震活動はきわめて活発で，大規模な地震も多数

発生している.千島付近から関東地方沖にかけての地震

頻発地域は，海溝と島弧との問で比較的はっきりとした

帯状を示し，特にその西側の縁が明瞭なのが目立つ.ま

た，この境界線は，火山帯のフロント(杉村(1958)，

Fig. 40-b参照〉の走向と一定間隔で平行している.瀬

戸内海~九州南方沖にも地震の帯状分布が見られるが，

これらも火山帯に対し同様な傾向示をしている.

b) 粕深発地震 (Fig..19; 70~h<300 km)

柏、深発地震は Fig:18で見られたJミうな，著Lい集中

性は示さない.その分布は干島小笠原系のものと，九

州一琉球系のものには大別することができょう.紀伊半

島にも深さ【80km前後の地震が発生しているが，両者へ

のつながりの状況は明らかではない.

これらの地震の発生する深さには，いすっゆる "Low

velocity layer"に関連する問題，火山の分布との関係

など興味ある多くの課題が含まれている.柏深発地震

は， 2， 3の地域で(中部地方西部(深さ;250---300km)，

関東地方東部，北海道南部(深さ;70---120km))多少

集中的に発生しているのが見られるが，全般的にかなり

広範囲に分布している.これらの地節操さ 120片付

近から，頻度が急激に減少し，大規模な地震もまれとな

っていることも，マントル上部の構成を考える上に考慮

すべき事柄のーうであろう.精深発地震の分布と，火

山との関係については，多くの研究(たとえば，和達

- 19-


M 会

。:55 、ー豆ヤ4 一

0: 6.0

。:6.5 ゲ)。 ¥ 0・。 b 会。 o~ \~_..!... -~ 4011

0: 7.0

.: 7.5

M ':45-4.9

。:Su-M

'30N

。

三笠149E

Fig. 16 Earthquakes in di百erent'ranges of' magnitude (1950-1967，、focaldepth 0-30 km).

a: magnitude 5.、5and greater. b: magnit判e4.5-5.4.

(1935)，本多・正務 (1940)， Gutenberg ・Richter

(1954)，和達・岩井 (1954，1956)， Bonio妊 (1954，

1955)，杉村 (1960，1963))があるが， Fig. 19では両

者の地理的関係はあまり明瞭ではない.それらの関係に

ついては第VI節の垂直分布図で、さらに詳細に論じる.

Fig. 19では，関東・東北地方の太平洋岸はるか沖に

まで，深さ 70---120kmの小規模な地震が分布している

のが見られる.しかし，最近の資料を用い再調査された，

他の島弧(たとえば千島一(Fedotov;1965)，トンガ，

フィジム (Sykes;-1966， Mitronovas et al.; 1969)，

伊豆，マリアナ(勝又・ Sykes;1969)等の地域〉で、は，

とのような分布は見られないJ日本海溝およびその周辺

の地殻構造に対しては，標準走時の適合度にも問題があ

り，また，この地域の地震に対しては観測網の配置の条

件は良いとは云えない (Fig.3， 4). したがって，前記

の柏、深発地震の震源の深さの決定の精度にも多少疑問が

あり¥それらの地震が実際にはよzり浅い地震である可能-・¥

性も十分あるので(勝又・ Sykes (1969))，将来海底地

震計の資料を用いる等により再検討する必要があろう.

C) 深発地震てFig.20; h~300km)

深発地震の分布は，いわゆる?宗谷地震帯，横断地震

帯"の 2つがよく知られている(和達(1935)). しか

しi両者のつながる部分で、は地震が少なく，分布の状態

も不明瞭で，これら 2つの系統が完全に連続した系統の

ものかどうかについては明らかではない.

もっとも深いと推定される地震の多くは，日本海西

部~沿海州地域に発生し，深さは 600---650km (勝又

(1969))である.小規模な深発地震の頻度，あるいは最

小の深発地震のマグニ'チュード等は，マy トルり構成，

地震の発生機構の問題等と関連しで興味のある問題であ

る.末広(1960，1962)，橋爪，ほか.(1966)により，か

なり小規模な深発地震の観測された例が報告されている

が， Fig.20で、は，陸地に近い地域〈観測にかかりやす

い地域〉で， M4き---5程度の深発地震がかなり多数み

られる.このことはさらに多くの，より小さい深発地震

の存在する可能性を示しているものといえよう.なお，

小数の例ではあるが，余震を伴った深発地震も認められ

る.

2. 地震活動のエネルギー

日本列島およびその周辺は，世界で最も地震活動の盛

んな地域のーっとされている. 筆者(1967b)は，それ

らが全世界の地震活動に対して占める比率について調べ

- 20ー

95

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日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又

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145 140 135 O.

16--17回発生していることになる.それらの地震のエネ

ルギ (E)を， Gutenberg (1956)の式

log E= 11.8+ 1. 5M (4.1)

を用いて計算すると Table6に示すようになる.J-1地

域では，総計 2.7>く1023ergl年，うち浅い地震によるも

のは全体の約 3/4の2.Ox 1023 ergl年となっている.坪

井(1965)は79年間の資料を使って2.2x 1023 erg 1年(地

た"比較する地域として，わいわゆる日本列島および

その周辺地域という意味で J-1(280__480~， 1280~

1f)OOE. Fig. 15で実線で囲んだ範囲)， 2)西南日本一

琉球地域を除いた日本付近という意味の Jc..2(Fig. 15

で点線で囲んだ範囲〉を選んだ.これらの地域に1935~

1965年の期聞に発生した地震の規模別頻度は Fig.21に

示すようになり， J-1地域ではM6以上の地震が年平均

Very shallow earthquakes (focal depth less than 30 km). Fig.17

- 21 -:-


h ; 30一<70km

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Fig， 18 Shal10w .earthquakes (focal depth deeper than30km~less than 70 km).

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Fig.19 Intermediate-depth earthquakes (focal depth deeperιhan 70km~less than 300km).

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験震時報第 35巻第3，4号

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30

日本列島およびぞの周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又 99

域のとりかたは多少異なる.浅い地震のみについて〉と

求めているが，両者の結果はほぼ一致している Fig.

21， Table 6は，日本列島およびその周辺の地震活動

の大部分は J-2地域に発生した地震によるものであるこ

とを示している.なお，杉村，ほか(1963)，坪井(1965)

は，日本列島付近;では，火山活動のエネルギーは地震活

動とほぼ同一オーダーであると述べているが，このこと

も日本列島付近の地震活動の特性を論じる場合考慮、にい

れる必要があろう.

全世界の地震の頻度，エネルギーを正確に把握するこ

とはかなり困難である. Gutenberg ・Richter(1954)，

Duda (1965)等により調べられたものがあるが，対象

とする地震、の規模，エネルギーの算出方法等が相違して

いるため，直接前記の結果と比較することは出来ない.

ここでは 1950---1965年の期間の M6以上の地震(資料

、は主として USCGSによる，M6---6去については推定

値を使用〉について集計した.結果は Fig.21に示すよ

うになり， M.6以上の地震は約 280/年となる.地震の

エネルギーの総計は 28.5X 1023 erg/年と求まる. Duda

(1965)は， 1905---1964年の資料から，M7以上の地震

の数は 19---20/年，エネルギー総計は 58X 1023 erg /年と

求めている.ただし，最近20---30年間だけについてみれ

ば，これよりずっと少く，約 1/2程度となっており前記

の値とほぼ一致する(一般に，、地震観測初期の頃の地震

のマグニチュードはオーバ・エステイメエイトされてい

る可能性がある;たとえば，河角の表〈気象庁;1953)

でも同様な傾向が指摘出来る).

J-1， J-2，地域の地震の頻度，エネルギーを，全世界

のものと比較すると Table6に示すようになる.J-1地

域の地震活動が全世界の地震活動に対して占める割合

は，M6以上の地震について，，頻度では約6%，エネル

ギーでは 9，.....，10%となり， Fig. 21の直線の勾配の相違

からもうかがえるよう促，大きい地震の頻度が相対的に

やや高いことを示している.深さ別に見ると，深発地震

ーの占める割合が，浅発，柏、深発地震と比べ大きくなって

いることが注目される.

ある地域の地震活動の深さに対する変化の状態は，そ

の地域の地体構造の特性に応じた特徴を持つものとされ

ている.それらの関係は，地殻~マントルの構成を研究

する上にも重要な意味を持つ事柄で、もあり，既に多くの

Table 6. Comparison of seismic activity in the Japanese region and the whole worl~.

Meanannual.number of earthquakes (M~6)

Mean annual energy release (M~6)

world 1 J-1 刊 W 1 J-2J-2/W world |μJ-1/W I J-2 問 W

shallow 214 11. 4 5.3% 9.5 4.4% 23.0 x 1023erg 20.O × % 1omerg 8.7 1I6d.O

intermediate 47 2.7 5.7か 1.3 2.811 4.0 I! 4.6グ 11. 5グ 0.6グ 1.511

deep 19 2.5 13.2グ 1. 9 10.2グ 1.5 I! 2.5グ 16.6グ 2.2汐 14.811

: tωO叫向州t旬凶a叫 I . 280印o 1同… … [而L戸瓦一2云幻;云7 4. E瓦 6向川司可f2…8.よ己瓦:五5. 11 127.1幻7口1汐 9.51!叫グ

W， J-1 and J-2 same as Figure 15 and 21.

。回ト、 W

Fig. 21 Magnittide-frequencyrelation.

Closs marks indicate shallow shocks; open circles， intermediate-depth; solid circles， deep; N， accu-mlated annual numbers .of shock; W， whole world.

J-1 and J-2 same as Fig. 15.

W J-l J・2

Fig. 22 Percentage of number of events. and

amount of energy release for various depths.

E indicates amount of energy release; N， J-1

and J-2 same as Fig. 21.

- 25-

100 験震時報第 35巻第'3.，4号

'却-一…-側

Fig.23‘ Percentage of number ofshocks and

amount .of eIlergy reIease per 50 km intervalof depth.

W，' J-1 and J-2 same as Fig. 21.

人々 (Guterberg・Richter(1954)，-Gutenberg (1959)，

宮村 (1962)， Bath ・Duda (1963)，杉村(1966)，

Sykes (1966)，鈴ヌヤ鈴木(1966)，その他〉によって考

察されている.しかし，多くの場合，粕深発，深発地震

のマグニチュードに関する資料が不完全なことにより，

統計結果に多少のゆがみが含まれている可能性を否定出

来ない.またエネルギーの比較はほとんどおこなわれて

いない.筆者はすべでの深さの地震のマグニチユ{ドを

決めた，上で，深さと地震の頻度，エネルギーの変化等の

関係について調べた.

浅発，柏深発，深発地震の 3グループにわけ，それら

の関係を示すと Fig.22のようになる.いづれの場合

も，浅い地震が大部分を占めているが(地震の発生数

す 70，，-，75%，エネルギ{で 75，，-，85%)，日本列島および

その周辺では，深発地震の比率が世界の平均よりやや高

い. Gutenberg ・Richter(1954)は，全世界の地震の

エネルギ{について，浅発地震 86%，柏深発地震 11

%，深発地震;3%， Duda (1965)はそれぞれ81%，18

%， 1%と求めτいるが，用者共に，大きい地震のみを

扱っているのでγ M7以下の地震のエネルーギの評価

に開題があろう. J-2地域では，精深発地震の占める比

率が(特に，エネルギーの比率〉が著しく小さくなって

- 26-

100 .200 300 400 .500 .600 700

Depth. 'I!m

.Fig. 24 Meanannual number of earthquakes per

25km in士ervaldepth (af-ter Jsacksetal.， 1968).

Data for the J apanese region same as in the Fig. 23.

いることが注目される*杉村(1966)は，地震と火山

の相補的分布という観点からこのことの説明を試みてい

る.深さによる地震活動の変化の状態を，さらに詳しく

示すと Fig.23のようになる.日本列島およびその周辺

では，世界の平均的傾向と比ベマントル上部一深さ50，，-，

100kmの地震ーが著しく活発なこと， 100.-.，，300kmの深

さで地震活動が急減していることがわかる.深発地震は

全般的にやや多くなっているが，特lこ300""，:，，350km付

近の深さの地震活動が活発(エネルギー面で著しい〉で

あることが目立つ.これらのことは，日本列島付近の下

部の構造を考える際に考慮、すべき重要な特徴の一つで、あ

る.比較のため， Isacks etal... (1968)による世界各地

域に関する調査結果を Fig.24に示しておく.図から，

地震活動の極小，極大を示す深さがi各島弧で異つでい

ることがわかる.したがって，前記の地震と火山との相

補的分布(杉村 (1966))もこのことを考慮にいれる必

要があろう.

* J-1地域の柏深発地震の比率は， 1958年エトロフ島沖地震(11グ;8ま， i奈さ;80 km (JMA))とその余震により大きく影響されている.USCGSではこの地震の深さを 60kmと

推定しでいるが，もしこの地震を深さ 60km(浅発地震)と仮定してあっかうと， J-1地域でも稿深発地震の占める.割合は J-2地域のものとほぼ同じになる

助日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一一勝又 1U'l

深さと地震活動のエネルギーの推移との関係，日ー本列

島お二仁び;その周辺における特徴等について考察したが，

これらは深い地震のマグニチュ{ドを決めることによっ

て始めて可能となったといえる.また，すべての深さの

1地震についてマグニチュードーをいれた，新しい震央分布

1図を作製し，深さ別に地震の分布の状況を詳しく示し

た.それらから地震は一様に分布‘しているわけではな

く，空間的に著しく集中しているのが見られる.次章で

は，これらの.地震の密集地域を一つの単J位地震区ど考え

て，地震発生の特性について考察する.

v 地震発生の規模-ZIJ頻度

ある地域に発生する地震群のマグエチュード (M)め

頻度分布-が

n(M)dM=const. xlO-"bM"i

または } (5.1)

log n(Nf).=∞nst.，-bM J

の形であらわされ，亡の関係式が広い範囲の M'につい

て，いちいちの地域の，種々の活動形式の地震群Iごつい

て成り立つことは主く知られている.bめ時間的あるい

は地域的相違を，地震の発生機構と関連する重要」えに意味

をもつものであるとする議論(たとえば，、宮村 (1962)，

茂木 (1962'a，'b入、末広・浅田・大竹 (1966))もあるー

←方，それちを統計的変動とみなし，'bの一様性を主張す

る研究者もどかなくない〔たとえば，鈴木 θ959)，:Isa:cks

・Oliver(1964)). また，bを求めるさいの，M の'範

囲，時間あるいは空間のとりかた，資料の処理方法等に

ついても多くの議論がある(たとえば，坪井 (1952)，

神村 (1954)，浅田 (1957a)，鈴木(1958，1959)，安芸

(1961， 1965 b)，宇津 (1965，1967 a，b， c)).

'Gutenberg・Richter(1954)は(5.1)式を

log n(A1) =α+b(8-M) (5.2)

の形であらわし，世界'各地域について α，bを求め，bの

{直が地域および深さにまり異なっていると述べている.

宮村(1962) は'a，もは地体構造発達の段階に対応して

変化するものであると論じている.茂木 (1962a， b)は

破壊実験の結果から，bが媒質の構造的均質度に密接に

関係し，不均質度が著しいほどbが大となることを見出

した.末広・浅田・大竹 (1964)，末広(1966)は前震

に関する bはi常時地震活動あるいは余震に関する bよ

りも小さい場合があること左指摘Lている.

(5. 1)あるいは (5.2)式は，bが等しくないかぎり，

任意の時間あるいは空間に関して，資料を重ね合わせる

ことを許さない.したがって，'bを求める場合の時間，

空間のとりかたに本質的な問題の一つが存在する.従来

求められている bの多くは，その地域のとりかたの意味

が明確でないか，あるいは単に人為的な境界線によるも

のが多い.ここでは，客観的区域のとりかたのーっとし

て，前章で示した地震の分布図をもとに地震の空間的な

密集地域を選びだし，これらを地震活動の一つの単位地

区と考え，それらについて bを調べた.

微小地震の資料を利用して bを求めることは，常時地

震観測の資料を用いるのに比べ，はるかに能率的である

ばかりでなく，地震の発生の機構を理解するよにも重要

な事柄であり，多くの入々によって研究されている.そ

れちによれば， (5.1)式は，Mが O以下の極微小地震に

まで適用でき，それらに関する bは大きい地震に関する

bとほぼ一致しているとされている(浅田 (1957a， b)).

常時地震観測で対象とする地震と微小地震とでは M に

大きな差があるが，両者を通じτ連続した資料から bを

求めることは一般に困難である.しかし，後にも述べる

様に，大規模な地震から極微小地震までが共通の地震区

を形成し，また，まったく同一な発生機構に支配されて

いるとは必ずしも断言できない.したがっで，るを求め

お際の 111の範囲に注意することが必要である. この意

味からも常時地震観測に主り，より小さい地震までカパ

{し，両者の間隔をできるだけせばめる必要があろう.

ここでは日本列島内の代表的な地域につき，可能なかぎ

り小さい地震まで資料を収集し資料をおぎない，各地域

のbを比較検討した.bの問題を取り扱う場合のMの資

料として「日本付近の主要地震の表 (1926---1956年)(気

象庁(1958)Jが多くの、人々によって用いられているが，

同表は深さ 60km以深の地震のM の空白の問題は別とし

ても，小規模な地震 (Mち以下〉の資料についてかなり

の脱落がある.宇津 (1967a)は同表を用いるときは

浜松のようにこのようなことを考慮するか(浜松(1960)

は地域を沿岸から200km沖までの範囲に限り，M6.0以

上の資料のみを用いている)，勝又 (1965b)のように

自身でデータをおぎなうかしなければ正しい bの値は得

られない"ことを指摘している(括弧内は筆者の註).

本節で用いる資料は，第E章で、述べたように，、多数の地

震のMを増補したものを使用している.また，日本列島

およびその周辺の深い地震(深さ 60k~ 以深〉に関する

bの値はその資料により，始めて求められたものであ

る.

ある地点における地震動の最大振幅(A)の頻度分布を

あらわす石本・飯田(1939)の式

~ 27ム


n(A)dA= const.A-cdA

またはト (5.3)*

log n(A) = const. -c log A J は (5.1)式の bと，b=c-1で関係づけられる同等の式、

として取り扱われている.ここでは，常時地震観測によ

'って得られた資料により各地の Cを求め，bの値と比較

し， cの持つ意味lごついて検討した. その結果から Cの

相違を直ちに bの地域性に結びつけることの危険性につJ

ペいて述べる.

.1. 規模別頻度の地域性

Fig.21に示Lた資料を用いて世界の地震について b

を求めると

浅発;地震 (S) b= 1.23:1::0.01

精深発地震 (I) b=1.14土0.01

深発地震、 (D) b=1.16:1::0.01

となる. Gutenberg. Richter， (1954)は， S;O. 90， 1;

. 1. 2， D; 1. 2と求めているが，上記のものと比べ， I; D

についてはほぼ等しいといえるが;Sについてはかなり

相違している. G;utnberg.. Richterの結果は， .20世紀

前半の古い資料にもとずく点に多少問題があろう.

日本列島および周辺の浅い地震では (Fig.'15， Fig~

21参照)b=1. 00土00.1となる.日本列島およびその

周辺地域の浅い地震に関して，多くの人々、がbを求めて

いる.2，.3の例をあげると，浜松 (1960)はi.07，坪

井 (1965)、は1.03，宇津(l967a)は1.00(いずれの場

合も 1Y16以上，.深さ 60km以浅の地震について〉と求

めている.このように，地域のとりかた，使用した資料

の期間等はそれぞれ多少異っているが，日本列島および

その周辺の浅い地震に関する bはいずれも約1.0となっ

ている.

精深発地震については

J-1地域 b=1. 07土0.02

J-2地域 b=1. 00:1::0.01

深発地震については

J-'--1地域 b=O. 99:f:0. 03

-]-2地域 b=0.93土0.02

となる.浅田 (1957a)は日本付近の地震について，浅

い地震では b=0.9;深い地震では b=0.6がよくあては

まると述べているが，筆者の結果では，いずれの場合に

ついても bは1.00土0.07の範囲内となっている.末広

(1962)はフイジィー地域の深発地震について，小さい

深発地震が相対的に少ないことを指摘しているが， Fig.

本一般には常数 Cに対して m を用いているが，マグニチュ

ード m との混同を避けるため， cを用いた.

21では，少なくとも M5をまではそのような現象は認め

られない. Karnik (1964)はヨーロッパ地域の地震につ

いて，bが深さにより著しく異なると述べているが，日

本付近の地震については成り立っていない.それらはM

の資料の不備から生じた見かけ上のものと思われる.前

記のように，浅い地震の bも深い地震の bもほぼ1.0に

近いことは，地震発生の機構を考察する場合注目される

ベき事であるう.

なお; Gutenb，ergιRichter (1954)は日本~カムチ

ヤッカ地域の地震について， I; 1.2， D; ，1. 3と筆者の

結果と比べかなり相違した値を出しているが，前記した

ように使用している資料に問題があろう. Duda (1965)

は，日本~カムチャッカ地域の M7以上の地震(1918--

1963年〉のみを用い SおよびS+Iについていずれも

1. 01と筆者とほぼ一致した値を求めている.

日本列島をいくつかの地域にわけで bを比較すること

も多くの人々によっておこなわれている.坪井(1952)は

日本列島を 3地域にわけ，東北日本外帯;1. 06(0. 96*)，

西南日本外帯;0.72 (0.94勺，内帯;0.66 (0.96りと b

が地域的に相違していると述べているが，宇津 (1967a)

はそれらの資料をチェッグし〈括弧内の*印の値)，地域

的相違を否定している士宮村 (1962)は地体構造を考

慮にいれて，日本列島をさらに細かしういくつかの地域に

わけ，それぞれについて b、を求め， 0.59---0.92にわたる

値を得ているが，宇津 (1967a)は資料に多くの問題の

あることを指摘している.

前にも述べたように，bを求める場合，地域の取りか

たに本質的な問題の一つが介在している.すなわち，重

ね合せのきかない地域を組み合せることにより，あるい

は分割の許されない単位地域を細分すること等により，

見かけ上違づた bを得る危険性がある.地域の取りかた

の客観的単位のーっとして地震の密集地域に着目してみ

る.，Fig. 14では，関東地方以北の太平洋岸沖に地震が

著しく多発しているのがみられる. Fig.25は，それら

の頻度の高い地域を示したものであるが，特に顕著な2

* 宇津 (1965)は，bを求める方法として

b- Sloge =~ニ434主 F一〕一a川、一2エJlMlMdi←←一-SMsMi-Ms

Ms; (最小の M)ーをL1M，L1Mは M の級間.

S; MがMs以上の地震の数.

(5.4)

による方法が結果を一義的に決め， .かっ度精がよいとしている.本文中(ー*)で示した数字は，宇津が同一資料について (5.4)式で再計算した値をあらわしている.また，単に， ( )を付して示した数字は，筆者が同方法により

求めた値を併記したものである.

- 28ー


つのグループが目立つ.矩形 l(250kmx280km=7x

104km2) で示した範囲内には， J~l 地域の 20%の地震

が，矩形II(390km x 180 km = 7 x 104 km2) の範囲内に

は27%地震が発生しているくM 6以上の浅発地震の頻

度).したがっτ， 1 + 11の範囲内に，日本列島および

その周辺の地震の約半数，全世界の地震の約1/30が発生

していることになる.これらの，地球上でもっとも地

r 震活動の盛ゐと思われる地域の地震について bを求める

と

I 地域 b=1.02土0.02 (b=1.04， S; 90

M8; 5.95， Mm; 8.3)

E地域 b=1.09土0:04(b= 1. 02， S; 123

1'v18; 5.95， Mm; 7.7)

.M~ao

-M孟7.3

(1926"'1964)

O

•

(Mm ;最大のM，S，Ms; (5.4)式参照)

1， 11のb差が小さいことから，これら両地域を一つ

の地震区と仮定した場合は

1+11地域 b= 1. 07土0.02 (b= 1.03， S; 213

1¥18; 5. 95， lvlni; 8.3)

となる.つまり，前記の日本列島およびその周辺全域に

関する値と比べ有意な差はないごとになる.

2. 地震の規模と地震区の大きさ

Fig.25に" M 7!-以上の地震の震央がプロタトされ

ているが，これら大規模な地震の分布と，地震発生の頻

度の高い地域の分布とは，一般に一致していない.両者

が近接してドる場合でも，大規模な地震の震央は?頻発

地域の中心部にはなく，その周辺部に位置している例が

N

ο

I+rrο

οπ且

0000'00

向。

@ Q5

ω 。

00日

'Fig. 25 Two regions of high. activity .for shallow

shocks.

Hatched areas indicate the most active areas;

solid tirc1es， events of magnitude 7まand，gieat-

er.

Fig.26 Magnitude-frequency relatiori for the earth-

quakes in the region 1 and 11.

N indicates accumulated annual number; 1 and

U same as Fig. 25.

~.29 ー

104、験震時報第 35巻第3，4号

多い.このことは，松沢.(1936)，宇津 (1961)，山川

(1965， 1967)等が，本震の位置と余震域の関係につい

て指摘したことが，常時地震活動を合めても成り立って

いるLとを示している.大規模な地震が，地震頻発地域

の周辺部に位置する場合が多いことは，立体的観点から

見ても (Fig.43，.....，47)一般に認められる.

より小さい地震 (1'v16，....，7程度〉についτも同様な関

係が，より狭い地震区について (Fig.29， 31，33， 36:-b，

37)認められる.この白ことは，大規模な地震が関係する

地震区と，小さい地震が関係する地震区とで、は，違った

dク

大きさの単位(勿論重畳する部分もある〉が考えられね Fig. 27 Locations of the. Domain A; B， C and D in

ばたらぬことを示しているものといえよライしたがっ this study.

て， bを求める場合のMの範囲とそれに対応する地震区勺円 I¥(i n悦)

の選び方に注意する必要がある.微小な地震の資料から

求めたbと規模の大きな地震について求めた bを比較す

る場合にも同様なことがいえる.

3. 日本列島内各地域の b

地域的に bを求め比較する場合，どの程度の範囲で，

またなににもとづく境界線で区画を分けるべきかという

根本的な問題がある.坪井 (1958)，栗本 (1961)筈は，

地震活動の相関から ".EarthquakeProvince"を見つ

けることを試みている.同様な方法で細分された時間，

空間の地震群について bを求め， bの等しい近接区画を

組み合せて，単位の地震区とする方法も考えられるが，

実際にはi細分することが出来るほど資料が十分でない

のが普通である.ここで、は，前にも述べたように，地震

分布の空間的形態を詳しく考察することにより，地震の

頻発地域がかたちづくっている門地震の巣"-Fig. 25

で示したよりは細かい単位のーに着目し，それらを地震

活動の単位地区としてとりあげてみる.

各地の代表的地域として選んだ， Fig.27に示す，

A， B， C， D4地域はいずれも地震発生頻度の高い地域

で， A， B地域は東北日本区に， C， D地域は西南日本

外帯 (Cの一部分は内帯にかかっている〉に位置してい

る.A地域は神居古揮，日高変成帯を主軸とする日高一

樺太造山帯 (Fig.42-a ;-IVで示されている〉と千島一北

海道弧(1 )との交差する位置にある.B地域は関東平野，

によってその主要部が占められており，領家，阿武隅，三

波川変成帯を主軸とする本州中央の造山帯 (V2) が延長

している.C地域は，中央構造線に大きく影響される位

置にあり，前記V2とその外帯 (V3) に関係している.D

地域は， V2， V3の延長とも関係しているが，主として

九州一琉球弧(III)巳属じているものといえる.深さに対

Tる地震発生頻度の特徴もFig.28に示すようにそれぞ

Fig. 28 Frequency-depth relation of earthquakes

for each domain.

Hatched areas indicate crustal earthquakes;

A， B， C and D same asFig. 27.

れ異なっている.したがって， bの地域性あるいは地質

構造との関連等を比較する上に好都合である.

A地域 1951~1964年の期間にA地域内に発生した

地震は， M4を以上のもの273で， Fig.30に示すよう

に， (5.1)式の成立を仮定すれば，M5以上の地震が完

全にとらえられていると判断で、きる. この地域の bは，

S; 146， ]...1;8; 4.95， Mm ;8. 1について

b=0.89土0.01(0.88)

となる.

Fig.29はこの地域の地震の密度を示したものであ

る.その中で，特に地震の密集している A'地域 (90km

-30ー

日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝文 105

x 160kmキ1.5 x 104 kri1り'の，深さ 30~70km の範囲をも同様に，ほぼ幅 100---150kl1lγ 厚さ 50km程度)，坪

単位地震区として取りあ仔ると，S;τ7， Mm ; 6. 5， 1¥-18; 井 (1956)の主張している地震体積とほぼ一致している

4.95についでのが興味深い.

b=O，. 98:t0. 02 (1. 08) B地域 1951---1964年の期間に， ζの地域に発生し

となり， A'に関する bの方が大となっている.しかし tこ戸地震は，M4以上のもの 486で， Fig. 32に示すよう

両者の差は宇津(l967C)の検定法にしたがえば有意とに，M付以上の地震が完全にとらえられていると見る

は認められない(信頼度を 80%に下げても). ことができる.この地域は観測網の条件が良いため，か

なお， Fig.29には 1926---1964年の期間に発生した芯り小地震までよく震源が決められており，マグニチュ

M7以上の地震を示してあるが，前にも述べたように，.ドについて考慮されていない震央分布図で陪，地震活

それら規模の大きい地震は，地震の密集地域 A'内には動のかなり盛んな地域として表現されてい石が，規模のd

少なく，多くはその周辺地域に分布しているのが注目さ大きい地震の数は非常に少ない (Fig.14参照). B地域主

れる.また， A'の体積が(以下に述べるB'，C'， D'ででは S、;238， Ms; 4. 45， Mm ; 6.4について

NI

4~ ヂE

」

11\\11111 三~~

eM孟8 ・付近

Fig. 29 Seismic activity in the 、DomainA，: Fig. 30 Magnitude-frequency relations for earth.-

Rectangle A' indicates the most active area; quakes in the Domain A and Aヘ1 ， 0~h<'30km 2 ， 30~h<50km 3 ， 50~h<70km N indicates accumulated annual number of

4， 70豆ん<90 km (h denotes focal d~pth); open events ; opencitcles， Domain A; solid cir:cles，. circles， seismograph station (U; Urakawa， K; Domain AヘKushiro， H; Hachinohe); solid circles， events of magnitude 7 and greater (1926-1964).

- 31-ー

106 験 4震時報第 35巻第3，4号

b=O. 94:!:0. 02 (1. 03)・〆 b=(0.99) (5; 74， Ms; 4.35， Mm ; 6.2)

となる. となり，深さによる bの'有意な差は認められない.

地震の頻度の特に高い B'地域の(105km x 150 kmキ C地域この地域も，観測網の条件は比較的よい地

1. 6 x 104kmり，深さ 30--90kmの範囲をとりあげると，域であるが， 1948，....，1964年の期間に発生した地震は，

5; 140， Ms; 4.45， Mm ; 6. 4について也 M4以上のもの 144で，頻度は前記の 2地域に比べ低

b=0..94土0:02 (1. 03) い.M---Nの関係は Fig.34に示されているように

となり， B， B'の聞には相違は認められない. また '.M5会付近を境として不連続となっている.一応， (5.1)

1951---1966年の期間の，深さ 30，....，70kmの地震について式の成立を仮定し，lvl---Nの関係を直線とみなし (5;

b= (0.97) (5; 201， Ms; 4.35， Mm ; 6.4) 82， 1¥1fs; 4.45， Mm ; 7.2について)bを概算すると約

深さ 70---120kmの地震について 0.8となる.また，小さい地震 (M4を:--5を， 5; 73につ

|す7N JfQE

100胸

」

m ~

N

M

Fig. 31 Seismic activity in the Domain B. Fig. 32 、Magnitude-frequencyr:elations for earth-

Open circles indic::ate seismograph station (U; quakes ii'l the Domain B ・andBヘ

Utsunomiya， T; Tokyo， K; Kakioka); solid Open circles indicate Domain B; solid circles，

circles， earthquakes of magnitude 7 and greater Bヘ(1926-1964). Other symbols. and .discription

same as Fig. 29.

~ 32-

日本列島およびその周辺におけるサイ久、ミシティ与それに関連する諸問題ー←勝又 107

いて〉だけに関しては

b=O. 95:t0. 02

となる.

茂木く1962~a， b)ほ，岩石め破壊実験の結果からM，-，

N の関係の折れ曲が・る場合があることを指摘している

が" Fig;34では，茂木の示した一般的な形と逆の傾向

(Mの小さい方で傾斜が大〉になっている. Fig.34に

見られる折れ曲がりが，この地域の構造止の特性による

ものか，あるいは，空間，時間の取りかだの不適当なこ

とによるみかけ土のものかについて検討する必要があ

る.

まず，前記のことが，期間の不十分さによる資料の欠

地震がほとんど発生していないことを示Lている〉によ

る可能性について検討する. 1930.-.，，1968年の期間 (Fig.

34の約 2.3倍の期間)にC地域に発生Lた地震にういて

J.11.-."N-の関係を調べると Fig..35 (白丸〉のようにな

る. Fig.35では， .Fig. 34に見られたような折れ曲が

りは見られず， S; 168， l11s ;4. 55， JJlm; 8. 1に'ついて

b= (0.76)と求まる.

次に， C地域の中央部にはよ小地震の活動の活発な;

和歌山付近の地震頻発地域が含まれているので，この地

震群による影響について調べてみる. Fig. 36 aに示す

地域内に， 1961.-.，，1968年の期間に発生した地震のM.-."N

の関係は Fiι36bに示すようになり，S; 63， Ms;

lヤE ぽ丁

陥 (Fig.34で、は， 1948.-.，，1964年の期間には M5を.-.，，6の 3. 65， Mm; 6. 4について b=(0.92)となる，これは，

11I1I11111

~ ・門と8

盟旦血

Fig. 33 Seimic aCtivity in the Domain C.

0pen circles indicate seismogra:ph station (S;

Sumoto， W; Wakayama， M; Murotomisaki);

solid circles， earthquakes of magnitude 7 and

greater (1926-1964). Other symbols and 'disc-

ription same as Fig. 29.

寸 N I∞目ー

f。

O

O

G

・

O

・

0

・• 主

• 0

。。0

0

0

0

色

SOS-

40J.

0

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0

・

0

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0

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・

0

4

.

0

冶

O--

• •

...。'.~.。

M

-33N~

Fig: 34 長iagnitude，frequencyre、lationsfor .earth-

quakes in the Doma:in C and C'.

Open circles indicate Domain C; solid circles，

C'. These events occurred during the 20 year

period. 1945 to 1964.

- 33-

る

第 3，4号・第 35巻

号品

50

幸民同三験一震

~ーー-~..

¥.0 ~ a 。。

b 10

。。

¥@

、@

6 -

0

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0

・•. • • • • • • • • • • • • ト

.

• 。¥・-O¥.

、.

•

108

::;Nl00

10

50

10

M

Fig. 36 Earthquakes near Wakayama and their

magnitude-frequency relation.

a :The area surrounded by dotted lines indi-

cates the. area of clustering earthquakes. near

Wakayama; small solid.. circles， M = 3. 5~3_ 9 ;

small open ci rcles， M = 4. 0~4. 4; large open

circles， M=4. 5----4. 9; large solid circles， M= 5.0 and gr~ater.

Fig. 35 Magnitude-freqiJency relations for earth-

quakes in the Domain C.

upen circles indicate Domain C. These events

occurred during the 39 year period 1930 to 1968.

Solid. circles indicate frequency except cluste-

ring earthquakes near Wakayama (see Fig.

36-a).

地震は M4を以上のもの116で， Fig.36に示すように，

M5以上の地震がほぼ完全にとらえられているとみる

ことができ，.S; 78，β1s; 4.95， Jvlm; 7. 4について

b=O. 91:t0. 02 (0.85)

となる.

地震の頻度が特に高い D'地域 (75km x 160 km宇1.2

X 104 km2)，深さ 0----30kmの範囲をとりあげると S;

54， Ms; 4.95， Jvfm ; 7.4について

b=O. 84:t0. 03 (0.82)

となる.

A'， B'， C'， D'，の 4つの地域のbを比較すると Table

7に示すようになる.A'， B'J也域の bと， D'地域のbと

の相違は，宇津 (1967c)の提唱した検定法によれば，

信頼度を 90----80%にとれば有意といえる (C'地域は前

吾己Lたような問題があるので除外したが， Fig.35から

得られる値をとるとすれば同様なことがいえる).浜松

(1960)，宇津 (1967a)は，西南日本の地震を深さ 0，....，..

30km， 40----60kmとに分け bを比較L.-，両者の差を認め

ている.地殻下~マシトル上部の地震を主とする A'，

B心地域と，地殻内の地震を主とするD'地域とでのbの

相違が，その地域性によるものか，深さに関するものか

は明らかではない，しかし，日本全域，関東地方等の例

では，深さによる bの値の変化は見いだされていないの

で，この相違は深さによると云うよむはむしろ地域性に

- 34ー

前記の小地震に関する δ=0.95とほとんど等しいが，

Fig. 35 (白丸〉から求まる bよりは大となっている.

Fig. 35 (白丸〉には Fig.36 aで示した地域に発生し

た地震も含まれているので，これらの地震を除外すると

Fig. 35 (黒丸〉のようになり， S; 127， Ms; 4.55，

Mm ; 8.1について b=(0.74)となる. Fig. 36-bで求

めたb=(0. 92)とFig.35(黒丸〉から求めたb=(0.74)

とで、は，取り扱う M の範囲が大きく相違しているが，

一応宇津む1967c)の検定法に従うとすれば，両者の差

は有意とは認められない(信頼度80%をま;で下げたとし

ても).

前記のように， Fig.34の不連続は，調査期間の短か

いことによる見掛上のもの，およびbの相違する地震群

の複合による影響等が考えられるが，後者の効果につい

τは資料の不足により，十分な検証は出来ない.

C地域の中で，地震の頻度の特に高い C'地域 (90km

x 165kmキL5 km x 104 km2)，深さ 0----30~m の範囲を

とりあげると， Fig. 35 (白丸〉についで述べたと同様な

傾向となり，全体について bを概算すると約 0.8とな

る.小さい地震 (M4を:-'5を〉だけについてはb=0.94:t

0.2となり，和歌山付近の地震群について求めた0.92と

‘ほぼ等しくなる.以下の議論では一応 b=0.94を C'地

域の値として用いる.

D地域 1941，......64年の期間に，この地域応発生した

109 日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又

M

「、N

1∞

一-2-

i

l

i

-

-

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F

i

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l

-

• M:6.7-7.4

10

邸担

li;;;;ヤN

、。J

M川

内寸ーし131E

Fig. 38， Magnitude-frequency relatlOns for earth-

quakes in the Domain D and D'.

Open circ1es 、indicateDomain D;戸olidcirc1es， D'.

Fig. 37 SeismiC activity in the Domain D.

Open circ1es indicate seismograph station (0 ;

Oita， -S; Shimizu， M; Miyazaki); solid circ1es，

earthqual:}es of magni tude 6号andgreater (1926-

1964). Other symbols and discription same as

Fig.29.

地域について 0.59，...，.，0.92を得ている)， Karnik (1964)

はヨーロッパ地域について，地殻上部の地震では b=

0.9，地殻下部では b=O.5，...，.，0. 8，その下では b=0.35

と，況さによりかなり相違すると述べている.しかし，

筆者の調査ではそのような大幅な変動は認められていな

い.すなわち，深さ別，地域別，地震区の大小等種々の

観点からみて， bはほぼ 0.8，...，.，1.1程度の範囲内でしか

変化していない(余震，火山性地震等を除く).bに地域

性，深さ等による多少の差のあることを完全に否定する

ことは出来ないとしても，多くの例で示したように bは

それらの相違を敏感に反映して，大きく変化する量では

ないといえる.

4. 地震動の振幅の頻度分布と b

ある観測点における地震動の最大振幅 (A)の頻度分

'n p」a

e

VA o

pす

AGu e

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噌・・Aa

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pyaa o

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0

1

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一

Table 7.

¥ノ¥ノ

戸

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唱

i

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.• 噌

i

1

4

/{¥/t町、

(0.82)

b Domain

UVCNU

よるものといえよう.いずれにしろ両者の聞に明瞭な相

違は認められない.宮村 (1962)は日本付近の地殻内の

地震では一般に bニ 0.7I' ，地殻下では b=0.9:t (各

~ 35-

.1，10 ー験震時報第 35巻第3，.4号

N 200ト Urakawa ド. H出恥刷附a氏吋叫chinol

..'.晶.、¥ .、

1:ド;::JL ヘ¥ 、又ぞ

10

5∞[ヘUtsunomiya

3∞ Kakioka

ー、 Tkoyo

I∞ 50

伊。

ー匝、• '.、、.、、.、、、

• 、、 • 10

200

1∞ 50

Sumoto

Murotdri1isaki

10 • 9、

.炉、 • • • .ー200

、、.Miyazaki

ープ Shimizu

• 10 50 100 200

101

10

Fig. 39 Amplitude-frequency relation for each statioil.

N indicatesaccumulated number of earthquakes (S-P time less than .20 sec).

- 36

日本列島およびその周辺tとおける吠イヌミシティとそれに関連する諸問題一一勝又 ¥ Tl!1:

ー布が 'ーがって， Table 8の結果も鈴木(1959)の結論に対して

n(A)dA二‘cop.sた.，~ヶcdよ4~ i ほぼ肯定的といえよう.

または、 } ぐ5，3) 1viは一般にいくつかの観測値の平均として求められ

lo~ n(A) = co.nsk"~"ιlog A.J 、る.この意味でbはある地域の平均的な値といえよう.

の形であらわされ(石本・-飯田(1939う〉ぐ5.1う式台同様、前節で示した岳地域の bと，それぞれの区域内の観測所

いるu、ろの場合に対;じで広く:適合fることはよく知られの(c-1)の平均値び-1)を比較するとると， Table 8に

ている'・とはあ忍条件のもとで b=cマ 1で関係づけら・示すようになり，各地域の bと石ご1)とは，主0.1程度

れ，ぐ5.1)式と(5..3う式ιは、同簿の意味を持つfご武で、あーの範囲内で一致している・とのこ ι，および次に述べるこ

る(浅田・鈴木，・安田ぐ1950うι 鈴木ぐ1953)).実際土，とから，ある地域内の各地点から求められた Cの相互間

ある地震群のーマヲ一つの地震rヲいでM を決めた上で;トの相違が，見掛上のものを含む可能性を否定できない.

bを求浄右ごとは:困難な場合が多いので，振幅の頻度分

布から Cを求め，サイ民夫ミヌティの:特性を議論「すること，

が多い.

前章でbを諦ベた地域内に位置すでる観測所につし〉で

199.N(A}--log A の関係を示すチと Eig:39.のよう lとな

る*これらは 1961'"'-'1963年の期間に， Wiecq.ertz式地

震計に記録された"S-p時間τ20sec-以下一の地震のJ水

平成分最太振幅の頻度分布を示LたものTある;料.

それらにく5.5)式を，適ー用'じて'cを求めると..T.able: 8~の守

ように;なる CH犠又 (1966弓〉う.

石本・飯田(1939)，は守，.'1935市 193s年の期聞に東京マs

本郷で石本武地震計(匂 ;"l:s~c，. V;， 370}に記録され

た資料から t;=1.74とホめでいるが， Table 8の東京"

の値はとれとまったく一致じている.浅田 (1957b)

は，高感度の地震計、でとらえられた筑波山付近の極微小

地震伝聞町じ C午、1.9と求めでいるが，柿岡の c=l.8;宇

都宮-CT)t;田=~"O 等は、それ巳近い値ι なっている. こーのほ

か，.多く、の-人々'に'よづで求~められている結果主 Tabl~

8'の値主を比較すると，対象色した地畏の大きさ，使用

じた地震計の特性，資料の期間等が著し，ぐ相違じでいる¥

にもがかわらず，Cはも近似した値左なっている.

鈴木(19~9)，は，多数の地震群についてず研究し，.c ほ

一般に E8土0.2程度で，それらは誤差の範囲で一定で

ある主しでいる;.，1 Tab，le 8・に示した，最小自乗法により.

求めた・cの値の信頼限界'.相互間の相違の‘有意性を明ら

かにするとーとは，一般に白むずかじい.鈴木(1，958)の研

究ピよれば，資料数が 1000程度でも，cは場合により，

0.3程度異なる℃とがあると述式ている.'T;ゆle:8:で用

いている資料，の数は:， 2，3;の地点を除、きJ十分ι:は:いえiな

いが，cは 2.0土0.2程度の範囲内となっている.した

* Fig. 39は累積頻度であらされているり.で

log N(Aう=const.-(c-1)logA (5. 5~ となる.

*本ただい釧路は1964年 10月 ~65年♂7 月，浦河は1964年 l 月

~65年 7 月の期間に，直視式電磁地震計に記録された資料を用いている.

Table 8. Comparison of b and c-1 f.or each domain.

Domain I Station C |口 Ib

Kushiro 1. 76::!:0. 01

A Urakawa 1. 78土0.02 0.90 0.89

Hachinohe 2. 15::!:0. 05

Utsunomiya 2; 03::!:0. 02 、~

B Kakioka 1. 80::!:0. 01 0.86 0.94

ーTokyo 1. 74::!:0. 01

Sumoto 2.20土0.02

C Wakayarna .2.07土0.02 1. 05 0.95本

Murotomisaki 1. 88::!:0. 02

Oita 1. 76::!:0. 02

D Shimizu 2. 01::!:0. 04 0.85 0.91

Miyazaki: 1. 77::!:0. 01

c-1;，~βap val~e~ Qf c-l fpr eacl;1 dpmaip.

*;ι b吹alqe..fpお mqg!1ituq~ re!nge. 4合一5を.

ある地点'で、観測される振幅は'.地震の六小，震源の遠

近のほか，発震機構，波の経路における減衰の条件，観

測点の地盤の振動性，測器の特性等の影響をうける.し

たがっ:て，一般におこなわれーているように，見掛土の最

大振幅{波の‘周期および波の性質について注意しないで〉

の資料にもとずいて C を求める場合・巳は}前記のことの

影響をうけるので，cの値から直ちにある地域の地.震発.

生の特性を議論すアるわけにはいがない.一例として，松

代群発地震について調べてみる〈勝又・岸尾(1967)).

19 .. 65年8百'"'-'66年 12月の期間の松代群発地震'. s; 197， Ms; 3.9，5， Mnみ;.5.4について (Fig!.13参照〉

b=..(1. 27)となる.ζj亡しは一般に知ら卒している値・と比ー

ベ，かなり木きな値としJ、うことになる.群発地震地域の

周辺の観測点で"これらを観測しで得らかた振慣り頻度

分布〈各地点の資料はJ 全地震tごうし一、、で完全に対応して

- 37:ー

112

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1

40 副

出向四

A"

Fig. 40 Amplitude.frequency relation for each sta.

tion' for the Matsushiro earthquake' swarm.

Heavy lines are determined from the magni.

tude.frequency relation (see Fig. 13-M).

Table 9. Comparison of c for each station

(Matsushiroearthquake swarm).

I Distance I Station I .......，.，..~~，<.'.~"'''' I s c SG 1 '(km) -1，

Matsushir。 275 (2.63) SM

Nagano 180 (2. 10) SM

乱1a:ebashi 75 146 (1. 90) W

Kofu 105 141 (2;10) W

Kumagaya 105 163 (1. 94) E

M

いるとはいえないが，大きい地震についてはほぼ完全と

いえる〉は Fig.40に示すようになる. (5.4)式の方法

により各観測所の Cを求めると， Table 9に示すようにー

なる.松代群発地震は，ごく狭い地域に発生しているの

で，前橋，熊谷，甲府等からは震源、はほぼ一点、とみなす

ことができる. Fig.40で太線で示されているのは，

Fig. 13のM の分布に関ずる bと (3.1)式とから期待

される各地点の振幅の頻度分布の理論値である.前橋，

熊谷では，両者の傾斜が大きく相違していiることがわか

る.なお，甲府の例に見られる太線と細線との平行的な

ずれは，振幅の地盤係数(勝又 (1955，1965 a，ただ

し，一般には地盤係数自体も波の周期等により変化す

る))に相当することになる.また松代i長野のような

震源域内，あるいは非常に近接した地点で，同一地震群

、を観測して得られた Cの値が著しく相違していることは

注意を要しよう.

前記の例に見られるように，見掛上の最大振幅の観測

値にもとずいて求められだある地点の Cを直ちに他の地

点のものと比較することには問題があろう.また，小規

模な地震の場合には，一般にI局地的な小数の観測資料か、

らMを求めることになるが，その場合にはM自身にも

ーしたがって bにも一上記のような影響が含まれること

になる. ごく小規模な地震の資料を用いて求められた b

について，その地域性を論じる場合には同様な注意が必

要であろう.

地震の規模別頻度の特性をあらわす bのj直の時間的変

動，ーあるいは空間的相違の有無が多くの人々によって議

論されてきたが，深い地震(深さ 60km以深〉の有効な

マグニチュニードの資料が無‘いため?深さによる bの変化

の研究はほとんどなされていなかった.とこでは，深い

地震のマグニチュードを決めた上で、それらを調べた結

果，日本列島およびその周辺に関しては浅発，税深発，

深発地震とも bは約1.0，で深さによる大きな相違は認

められなかった.また，いくつかの単位地震区を選び出

し，多くの地震について資料をおぎなって，bの地域

性，深さによる変化を検討したが，著ーしい差は認められ

ず，いずれも約0.8"，，1.1の範囲内であった.ある地域の

地震の規模別頻度と一地点の地震動の振幅の頻度分布と

が必ずしも完全な対応を示すものではないことについて

も4食言すした.

s; ，Numher of data. SG; Seismographs used in VI 地震の立体的な分布と地体構造this investigation as follow-SM， Strong motion 【seismograph.、W，W'iechert seismograph. ー地形，海溝，火山等の地球表面の構造と，深層にまで

E， Electi"omagnetic seismograph. 、。およんでいる地震活動との関係をとらえるには，適当な

- 38ー

113

それらとを対比する場合断面のとりかたが問題となる.

ここではまず" 日本列島を縦断する断面，およびそれ

に直交する断面について地震の垂直分布を概観する.次

に，日本列島を構成する各島弧に対じて平行および直交

するいくつかの断面について，地震の垂直分布を詳細に

調べ，その形態の特徴，他の地球物理学的諸現象との関

係等を明らかにする.

1. 日本列島の地体構造および地震の立体的な

分布の概観

日本列島に沿う断面，、およびそれと直交し本升|の中央

部を横断する断面について，震源の垂直分布の状況を概

観すると Fig.41に示すようになる(勝又(1955b)).

Fig..41は，資料がやや古く，またマグニチュードが考慮

されていない等の欠点はあるが，日本列島における地震

の空間的分布の概念、を得るのに便利であるため，多くの

人々によってしばしば利用されて来た図である Fig.

41には，1945.-.-1954年の期間の浅発地震， 1935.-.-1954年の三

期間の梢深発，深発地震がプロットされている. Fig.41

では震源が空間的に著しく集中し，いくつかの震源の集

'日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又

断面についてそれらを対照するのがもっとも直観的であ

る.地震の立体的分布に関する研究もすでにいくつかあ

るが(たとえば，和達人岩井(1954，1956)，宮村(1962)

等)，多くは比較的古い時期の資料にもとずいているの

で，震源決定の精度は一般に最近のものほど良くない.

また，マグニチュードについて考慮されていない(特

に，深い地震について〉ものが多く，震央分布図のとこ

ろですでに述べたように，応、々にして地震の頻度に関し

誤った概念を与えることがある.また，垂直分布を調べ

る場合の断面の位置にも特別の意味のない(たとえば，

経，緯線に沿って設定された断面〉ことが多い.筆者

は，すべての深さの地震についてマグニチュードを考慮

にいれた上で，ー地球表面の地球物理学的諸要素と最もよ

く対応するような断面を設定し，地震の垂直分布の状況

を調べた.日本列島およびその周辺における地震の地理

的分布は，すでに第IV章で見たように，いろいろな深さ

の地震がふくそうしている.地質構造その他の地球物理

学的現象の配列も複雑で，それらを単純な系統に整理す

ることは困難である.したがって，地震の空間的分布と

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ChugOku Sh.i此oku

Fig. 41 Spatial distribution of hypocenters in and near the、 Japanese Islands. a: Location uf the sections. b: Vertical section oriented perpendicular to the island arc. c: Paral1el to the. island arc.

AU

nu n『

4日間

《

ta-u

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Hokkaido Toh.oku !If.訊to

- 39-

4ωトEast China Sea. : KJIωU :

114 験震時報第 35巻第抗告号

国吋血震の巣"を形成してい局のが見られる。・また，地震

の発生する地域{と発生じない地域とは比較的明瞭に分離

され.ている.地震の頻度は，深さ.70---80'kmから急速に

減少しでいる. ~i g:~ 41.-cでは，本州、!を横断する深発地

震帯を境:-eL.で，ーその北東側と南西側とで震源の分布

の状態が著しく異なっτいる ζ とがわかる.ーす7なわち，、

北東側の地域では地震は主として地殻底からマントル上

部に発生しているのに対して，南西側では太部分が地殻

内に発生している.地震活動は北東側の地域が，南西側

の地域巳比べ著しく活発となっている. ~ig.4;1-b.では，

太平浮地域の多くの島弧広一般的に見ら札るような，海

洋側から大陸側h 次第に深まって行く震源分布が典形的

広みられる.

日本列島は Fig.42-aに示す主うな，形成の時代を異

にしたいくつ舟の島弧から構成されて干る，本州、|弧は複

雑に乱されてはいるが，、古世代末期から中世代初期'に

かけで形成された飛騨，三群変成者去を主軸とする地域

(Fig; 42-a.、のもを中心とすアる地帯入および，中世代後

半より古第三紀にがけて形成された領家，三波川変成帯

を主軸とする地域 (V2 を中心とする地帯〉から成切立

っているとみることが出来る.ほぼ同時期には，日高，

神居古浬変成帯を主軸とする N が形成された V2の外

側に陪現在も活発な地震活動を伴って活動している第三

紀の造山帯 V3の存在が指摘されている(小林 (1955)，

1: Kurile arc， 11; Izu-1JIariana arc

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Vl: IIlner Honahu arc

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宮村 (\~p.2ぬ.これら lζ，、現在もっとも活動的な新七い

造山帯，守主島弧(1)，伊豆一小笠原弧(IJ)お主び琉

球弧ぐm)が交差し，日本列島の構成を複雑vにしでい

るぐFig.42 a 広示した島ー弧の記号は宮村 (1962)によ

る).これらの島弧怯，そ札ぞれ違った地震活動の特性

を持つ，でいるものと思われるが島弧の交錯.は，そ札らも

の特徴をとら九ることを困難にしでいる.火山帯，グリ

ジ・タフ地域，海溝，重力の異常帯等の配列は，第三紀

に始まる造山活動巳密接に関係している(たとえば，

湊，ほか(19:56))めみでなく深層広までおよぶ地震の回分

布にも関連している.日本列島およびその周辺地域の第

四紀以後の火山活動は，大部分がグリン・タヲ地域に分

布しているが，杉村(19;58)は火山岩の化学組成の白分布J

と重力異常，海溝，地震の分布等を総合してそれらを二

つーの火山の系統..東日本火山帯西日本火山帯"，応

分類l."そ札らの太平洋側のへりら応対しで "Volcanic.

Itr;ont"なる名称を与えている (Fig.42~b).

上記のようなことを考慮、にいれて，日本列島を Ri忌

42-cに示すような 5つの系統にわけで震源の立体的分.

布を調べ，あわせて他の諸現象との関係を示した.すな

わち，ほぼ各島弧に沿う断面(点線，ローマ数字〉と，

それに直角な断面(実線ー，アルファベット〉を設定し，

それらに垂直な断面上に，両側各々 125km阻の範囲に

ー発生した地震の震源、を投影した.なお，震源分布の密度

一.40ー

お‘ける浅い地震の発生扶況が号、さ札でな、る.府帯地域?号

v;;t，地殻不~マン.トル上部での地震が少、ないの4が目立

つ.南北方向の各断面では， ~) で述べるような，島・弧'

f己お町る地震活動の典型的な状況が見ら，札るが" c---c:' で、除本1・|、|側から北へ延びて;いる活，動と重なか‘やや複雑

となっーで・い右.

qutタnb~r-g-RJçhteFc . (l9~のじよる，北海道中部を通

の特に高い地域ではふくそうをさけるため， M.4ま-:5.'の

ものが省略きれJτいるがた震源分布のパ J!:~ ~t己変化を

各九るものでtコーない.

2. 各島弧民おけ毛地震の垂直分布

~) 北海道ーで千島列島南部ぐFig..4~う

I、令~1'-. tこ沿うd地域ほ，..次広述べる m.~m:1・と共lζ，地

震活動の最も?舌発な地域で，島弧主海溝2との聞の地域l乙

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(i Gravity anomali包S

第 3，4号

b)ー本州、|北部 (Fig.44)

東北地方を東西に切る断面は，島弧の特徴をよく備え

ており，人ヱ地震，

も実施されている.地震活動は海溝付近から始まり，重

力の負の異常帯と正の異常帯 (Fig.42-b参照〉との間

の，地殻直下からマントル上部で、非常に活発となってい

る.震源分布は，海溝側に向か‘って次第に浅くなるとい

うよりはむしろ，この地域にほぼ一様に密集し，比較的，

はっきりした形の H 地震の巣"を形成している.この地

震の頻発地域から，内陸側に向かつて約 400の傾斜角で

第 35巻報

り大陸に至る断面図(ほぼ.C-Bつでは震源面の傾斜角

αは約400，Fedotov‘(1963)による千島南部の断面図

〈ほぼ A-A'~と同じ〉では α は約 45----550 となっている.しかし，Benio任 (1954)はカムチャッカー千島一北

海道東部地域の地震を，千島弧に直交する断面上に投影

し， 300kmの深さまでは αは340，それ以深では580 の帆

l'4arginalFault"型の分布を示すと述べている.α は

断面のとりかた，投影する地震の範囲等により，当然違

ってくるので Benio妊のようにあまり広い地域を同一

視して扱うことは好ましくない.

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Fig. 44 Vedical sections .through the Tohoku， Kanto Dis tricts ahd adjacent areas. Symbols same as Fig. 43.

- 42-

117

c) 伊豆七島一小笠原諸島 (Fig.45)

1--:--1'， J.-...J'では，海溝，重力累常帯等の相対距離

が他の地域に比べやや近接しており， αも大きな値とな

っている.さらに南方のマリアナ北部地域では，垂直に

‘近い震源分布が見られ，海溝，火山等も非常に近接して

いるのが見られる(勝又・ Sykes(1969));

日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又

震源分布帯は次第に深かまって行く.震源帯は比較的薄

く，震源が約 50km程度の層内に集中していることが注

目される.火山地域の下では，震源帯の深さは100.-...200

kmとなり，さらに日本海，大陸下の深発地震へ連らな

っている(勝又(1956)). なお，内陸地域では，これら

とは別の系列で浅い地震が発生している.

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うな不連続はJ示さな夫、.前記も述内ζたよう1~己 Benioff

の結論時'‘広い地域を同一視tしで扱ったと主からくる見

掛上のもの.であろうー

(0 本剤、i南西部♂ig;46)

a)--c)の地域では，島弧tとほ出直角-な:断面で、'‘傾斜し

た震源分布が見られたのに対し，この地域では平行な断

面でそこの状態が見ら札る.この地域は，前記の諸地域お

町ょが決に述べる九州琉球地域ムとは多少違つるた特性を示し

報第 35，巻

B~nio旺 (1954)・は，本州、1;南岸からマーリアテ諸島広至

る広い範囲の弛‘震を智内ミ，，300長mの深さ雪でαは約3，80，

毛れ以深陪7，5~ の"l'ri.~rginal I;a_uJW型η分布をしで

いると述ぞうこている.さーらに， 300kmの深さ左境とb して，

それ以深の震源が不連続的l乙東側へすされて分布ん宅いる

と述べている.しかし，.Fig. 43の白H-H;'--J-J!で時，

浅い地震から 400--500kmの深い地震までほぼ連続的に

分布ーしている.田中(1960)，勝又・ Sykes(1969)は，

本州南岸から小笠原にいたる間を，多数の断面をとり調

震時5食、118

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Fig. 46 Vertical sections through the Izu-Ogasawara region and adjacent .areas. Symbols same 'as Fig. 43.

- 44ー

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ζの地域の火山地帯の干には、，深さ 100--200kmの地

震が見られ，内帯地域にも，ごく浅い，小規模な地震が

日本列島およびその周・辺l乙おザるすイ-スミシヂィーとそれに.関連する諸問題一一勝叉

ており，中部地方色除;き，活動的な9<;山はない.まーた，

柏深発地震もほとんど見られない.

団e) 九チ1-1--琉球列島北部 (Fig."47)

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大規模なものの発生頻度も高い.震外帯地域の地震分布を示す.地震、活動はきわめて活発で.，

源は 40--60kmの深さを中心に密集している.

火山帯‘に沿った，内帯地域の地震分布を示す.浅い地震は少なく，

が多い.

深さ 100--300kmのもの

震源分布帯がオホーツグ海側へ深まっ

海溝，重力の異常帯，火山帯等の関係位置がよくわかる.αは約400

各断面での地震の垂直分布ゐ状況を要約すると次めようになる.

北海道一千島列島南部 (Fig.43) a)

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約 400 の傾斜角 -(以下αと記す〉で，

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島弧が複合一した地域のため，震源分布がやや複雑であるが， αは約400C，，-，C'

本州北部♂ig.44)

Ill--Ill'

東北日本の太平洋岸から日本海溝に至る地域は， 1 ---l'と共に，日本付近でもっとも地震活動

、の盛んな地域である. 震源は 40，-v60kmの深さを中心に密集しているが(1-.-.;"l'よりやや浅

い)，特に，‘茨城県沖，岩手県沖の地震群が目立つ.

内帯地域における地震分布を示す.この期間 (1951---1965年〉には，北美濃・松代・新潟・男

鹿半島沖等の地震があり，浅い地震の活動が活発となっている.深さ 100---200kmの地震は小

規模なものが主である.

北海道側のものと複合し，

b)

日T---N'

分布状態、はやや複雑である.

- 45ー

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E---E' l山共にもっとも則な島弧の断面で町と同一との関係がよくわ

かる.αは約400

F---F' |αは約 350

G---G' l 叩00 この一一大~~T600---700km O) ì~ð四蹴した震断布の状態が見られる (Fig.41-b参照).

c〉伊豆七島一小笠原諸島 (Fig.45)

V---V' 1'，七七島小笠原弧の外帯に沿う地域の地震分布を示す.本制制刺jナ川、{十肌!ト、

|20∞O】k王m の地震が多く，浅い地震はほとんど見られない.

bVI' 深発地震帯に沿う地域の地震の分布を示すこの地域には，浅い地震はほとんど見られない

H"，H' . Iαは約勾0 火山の周辺にj どく浅い地震が分布している

I'" 1 'αは約 450

J，...;， J ' αは約 450

d 〉本州南西部 (Fig.46)

|西南日本の外帯地域の地震分布を示す.瀬戸内海西部，紀伊半島中部等に小数の 60，....，80kmのVll---Vll'、 |深さの地震がある以外は，大部分がごく浅い地震である.α 約 400で深発地震から浅い地震へ

と連らなっている.

四~咽， I内帯地域では，大部分がごく浅い，小規模な地震である αは前と同様相00

K'" K' - I 100---200 kmの深さの地震は少なく，深発地震が多い

L---L' I 100---2川 nの深さの地震はまったくなく，浅い地震と深い地震とが明瞭に分離している.

M---M' 浅い小規模な地震のみで，深いものはまったく見られない

e〉九州、[---琉球列島北部 (Fig.47)

| この地域の地震分布は多少複雑となっているが，九州南方沖のやや深い地震，宮崎県沖のごく医---IX'

|浅い地震群等が目立つ(内帯地域には，分布図に示すにだる程の地震活動は見られない).

N~N' ， I資料が少なく，震源分布の状態同不明瞭であるが， 100 km以上の深さの地震はない

。---0'αは約玖内陸側で浅い小規模な地震がやや多い

P'" p' 震源分布の形態は単純ではないが， αは約 550 程度で，前と同様やや大きい

発生している、しかし，深発地震は無く，海溝，重力の

異常帯等の分布も a)---c)地域に比べ明瞭ではない.九

州、|一琉球列島地域では，他の島弧におけると同様な〈深

発地震を除く〉同地震活動が見られるが，台湾付近では，

他の島弧と著しく異なっている(勝又・ Sykes(1969)).

3: 島弧における地震活動

各地域の垂直断面における震源、分布と，他の地球物理，

学的諸現象の配列との関係を Fig.43.-... 47に示したが，

島弧におけるそれらの特徴は Fig.48で典型的に見るこ

とができる.一般に，浅い地震の活動は，海溝の陸側の

へり付近から内陸側にかけて活発となっている.海溝の

陸側に沿って重力の負の異常帯(高度異常-100----200

mgal)，さらに内側には正の異常帯 (+100mgal内外〉

が存在し (Fig.40-b参照.-Bouguer異常では高度異常

ほど顕著ではないが相対的な異常帯が認められる)，之

の地域でアイソスタシーが成り立っていないことを暗示

しているく坪井 (1966)).浅い地震はこの正，負の異

常帯の聞の地域に頻発している.さらに内側，内帯の隆

起部には，活動的な火山が分布している.震源の分布

陪， 400 内外の傾斜角で内側に深まっている.この傾斜

した地震帯の厚さは，従来考えられていたよりはかなり

薄く，50---100kmのオーダーであることが注目される.

おそらく，この厚さは，震源決定の精度がより向上した

暁には，さらに薄く求められる可能性がある.たとえ

- 46-

日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一一勝又 121

ば， Sykesて1966)，Mitronovas et al.く1969)による

トシガ地域の例では， 20，....，30 kmのオーダーであること

が確められ!ている. Fig. 48は八丈島付近を通る断面を

示したものであるが，資料は勝又・ Sykes(1969)により

再決定された1961，....，1968年の期間のものが使用されてい

る.'Fig. 45 1，....， l'と比べ，震源がより狭い層の中に集

中しているのがわかる(断面の位置，方位等は 1，....，l'と

多少異なる).内帯地域では，この傾斜した層に沿う地

震活動とは)J~Jの系統の浅川地震(主として地殻内の活、

動〉が見られるが，一般に，.小規模で、頻度も外帯地域に

比べはるかに低い.地殻熱流量は，外帯地域，特に海溝

付近で、小さく，内帯地域で大きくなる傾向が知られてい

る(たとえば，宝来(1962)，Vacquier et al. (1967)).

海溝，重力の異常帯等の表面現象と，地震分布との関

係は，それぞれの島弧により多少異った特徴を持ってい

るが，前記のような諸現象の配列の秩序は，太平洋各

地の島弧でほぼ共通のものである(たとえば， Richter

(1958)， Benioff (1962)，坪井、 (i966)等).、しかL-，

一部の島弧〈たとえば，琉球，アリューシ『ヤン等)で

は，深発地震，明瞭な重力の異常帯等を欠いている地域

もある.

Fig. 43，....，47に示した震源分布を参照して，地震発生

の等深線(浅い地震を除くー〉を求めると Fig.49に示す

ようになる.

地震発'生の等深線は，和達 (1935)，杉村(1960)等

によりすでに調べられている.それらと，最近の資料に

よる Fig.49とは大勢ではほぼ一致しているが， Fig.

49で、は，地震の頻度を考慮し，地震帯の連続性の不明

確な地域を点線で示しである.日本海南部地域における

ー深発地震帯の連続性については問題がありi単純に等深

線を引くことはできない.

Sykes (!966)は，ドンガ・ケルマデッグ地域の海溝

と同地域の深発地震(深さ 500km以上うとが驚くべき

程の平行性を示すことを見出している.日本海溝は，深

さ300km程度までの地震の分布に対しては，かなり良

い平行性を示しているが，それ以深では両者の関係はあ

まり明瞭ではなか.このことも前記の深発地震帯の連続

性の問題と関連するものと思われる.

精深発地震帯の走向と，火山の分布の走向がほぼ一致

していることは，本多 (1934)，和達.(1935) により指

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." Fig. 48 Vertical' section perpendicular to the 1zu・OgasawaraArc.

T denotes trench; V， volcano; convereging arrows， orientation of the maximum compression for focal mechamism; B， bathymetry (vertical exaggerration of about 10); G， fr:ee-air anomaly of gravity. Circles indicate earthquake hypocenters within/ 100 km of the section; solid circIes，

.11ψ，11え， 11h are less than lO:km; open circIes， less th~m 20km; larger symbols indicate greater magnitude. .

- 47ー

そめ他).深発地震では，最大主t圧力、軸が地形の走行に

対してほぼ直角，震源面に対してほぼ平行になる傾向が

広く認められている(本多ぐ1962)，ぞの他， Fig. 49，

50参照).

久野 (f96O)，杉村 (1960)は，震源の等深線と，火

山岩の化学的組成が密接な関係を持つ eていることを指

摘し，マグマ生成の機構にづいーて考察‘しセいる.杉 1村

(1966)ほ，柏深発地震の発生域，頻度等かち，地震と

火山の相補的分，布について論じてい'るが，両者ほ必ず伊し

も志向也的傾向は示さない之と (Fi宮.43":"';47参照)，地震

活動の減少する深さは，世界各地で共通で怯ないこと

0Fig.2社参照〉等にユついて雨題が残る.火山の周辺地域

には，浅ド大規模たJ地震は少なく併U達・高橋じ1965)う，

F一般に小規模な地震の活動が主であるとされてい争る.し

かし，伊豆七島等では，かなり活発な地震活動がぐただ

:S，最大級の逝震はない〉火山の-周辺地域で認められ

る (Fig.45，48参照).

4. 海洋藍拡失説;からもみk地震活動

海溝，火山等の配列ふる深部構造との結びつきを暗示

ιている島弧のアでの地震分布の形態は，震源分布面

が海洋と大陸とをへだてている断裂を示すものとして，

すなわち，両ブロッグの相対運動が地震の，あるいはテ

グトニッグな運動の原動力であるとして，多くの人々に

摘されている.本多・正務 (1946)はそ発震機構の研究

から，海洋側から夫陸側へ深まっ吃いる震源J分布面を境

とLて，逆断層的な勇断歪力が働い七いると 1と，起震歪

力主圧力の水平成分の方向は，深発，柏深発地震帯の走

向と(じたがーって"火山帯の走向ともうほぼv百角になっ

ていることを見出しているぐFig.-50参照).

その後一，世界各地の川島弧、周辺氏発をし吻た地震の発露機

構に蘭'C，多数ゐ萌先が集積Aされて来y¥こが，それ.らを要

約うす「る:

ゐ叢深部~海洋側lにこ発生するごミ茂い地震lにと，ぃ-わゆる

<<Normal faulting"型の発震機構が見出される.最大主

張力の芳向は水キに近く，海溝の走向に応ぼ直角とたつ

でいる ~St'àuder(壬968)， .Isacksとt-aJ.ぐ1968う，勝又・

Sykes -0i9(9)， Fih:h ;(1969)，そJの他).海溝の内側の

浅い地震でほ， .. Uude:r ;thr:tisting "型とLて説明出来

る発震機構がj見出される.久リッグ・ベタトノレめ方向は

ま也形の走向に対しでほぼ直角，震源面にほぼ平行とな

っている(IsacksetaJ. :ぐ1968， 1969)，勝又・ Sykes

(1969)， ~その他〉ー油、深発地震でほ，最大主圧力の方向

か島弧，火山帯等の走向に対しでほぼ直:角，震源面にほ

ぼ乎行となっでいる傾向が認められるが，多くの例外も

あり，一般に比較的不規則である (Balakinaθ962)，

Isacks et a1. (1968， 1969)， Isacks・Molnar(1969)，

第"3，4号、第 '35巻報時e

震-験122

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9ど

Fiι50 DirectionOf horizonta:l corriponent 'of the

maxirrium pressure fcir focal inecha:nism (a:fter Honda， 1962). X ; intermediate.depth shocks. @; deep 'shocks

- 48-

Fig. 49Conter of hypocentral depth.

Chain line indicates eastern limit of earthq.

uakes; dotted line， areas where distribution of events are not c1ear.


よって，支持されて来た.前節で、述べたように，発震機構ン

の研究からも，島弧周辺が，広範囲にわたり.'一様に方

向ずけられた力の支配下にあることを示している. ま

た，震源決定の精度が向上するにつれて，震源の分布す

る傾斜した層が，ほとんど面に近いまでに薄く求められ

る傾向にある.しかし，深発地震の発震機構に見'られる

圧縮軸の規則性一最大主圧力が震源面あるいは断裂面に

、平行するという性質ーはそのままでは説明困難である.

一方，いわゆる..Sea floor spreading" 説 (Dietz

(1961)， Hess (1962)，その他〉にもとずき，最近提唱さ

れているプレート・テグト♂ニッグス的な考え方 (Oliver

・Isacks(1967)， Iscaks et a1. (1968)，その他〉があ

る.すなわち，一表面物質(Lithosphere;地殻およびマ

ントルの上部〉そのものが島弧の下へ下降しているとい

う立場に立つならば，深発地震をはじめ，他の地震の発

震機構もかなりの部分について合理的に解釈出来るよう

に見える.海洋底拡大説に関しては，地磁気 (Vine・

Mathews (1963)，その他)，岩石や堆積物の年代測定

(たとえば， Wilso~ (1963))をはじめ，それを支持する

数々の証拠が積み上げられているが、(たとえば， Wilson

(1965))，島弧の形成，地震の発生機構を支配するLith-

osphereそのものの性状，運動のメカニズム等に関して

}土明らかにされていない.しかし，地震の空間的活動を

全地球的立場から見た場合の規則性，前節までに述べた

島弧周辺における地震活動と他の地球物理学的諸現象と

の標準的な値と比べおそい(大陸に比べ約 5.5%(たと

えば，安芸(1961))ことが指摘されている. このこと

を，マントル上部を構成する物質の弾性的異方性，ある、

いは，高温によって生じた液体空隙による速度の低下等

によるとした説明も試みられている、また，いわゆる

.. Low velocity layer" の存在する深さも，地域的に

相違し，海洋地域では，かなり浅い層にまでおよんで

いることが判明している (たとえば Dormanet al.

(1960)，竹内，ほか (1962)). これらは構造あるいは物

性等の地域的相違が，地殻内にとどまらず、マントノレ内に

もおよんでいることを示している.、

前章でも見たように，地震は広範囲に一様に発生して

いるわけではなく，むしろかぎられた地域にだけ発生し

ている(特に，深い地震の場合).地震の空間的分布を

決定する要素は未知であるが，地震活動の地域的相違自

体もまた，マンドル内の不均一性を示レているものとい

える.また，前章で述べたように，島弧の下に表面物質

(Lithosphere)が下降しているとする考えもある(たと

えば， Oliver Isacks (1967)， Isacks et al. '(1968)).

地震活動の盛んな地域と，地震の発生を見ないようーな地

、域とでは，それぞれの地域を構成している媒質の物性，

構造あるいは状態等に何らかの相違が存在する可能性考

えられる.そして，その相違は少くとも深さ600"""-'700km

にまでおよんでいることになる.両者の聞に相違が存在

するとすれば，その地域を通過して伝播する地震波がも

の関係等を，より多く説明出来るこ'とも否定出来ない. っとも直接的な情報をもたらすことになる.ここでは，

たとえば，次章で述べる，島弧の下さでの地震波速度，減地震波の速度，減衰の状態等についで検討する.

衰等の異常一いわゆる..High V eleci ty" .. High Q"

ーの問題もその一つであろう.

日本列島各地を縦断，あるいは横断するいくつかの断

面について，サイスミシティを立体的に見てきた.島

弧，あるいは弧状構造における地震活動の特性は，日本

列島のみでなく，環太平洋地域でほぼ共通な型でみるこ

とができる.島弧周辺における地震の空間的分布の状況

はJ地殻内だけでなく，マントル内pにも地域的不均一性

が存在することを示している.次章では，このことが地

震波伝播に対して与える影響について考察する.

VII 地震の分布と地震波伝播の異常

へ地震波走時の地域的異常に関しては，古くから多数の

研究があるが，多くの場合その原因は比較的浅層におけ

る地震波速度の相違によるとして説明されてきた.最

近，爆破地震，表面波の位相速度の研究等から，日本列

島付近の地殻底マントル上部での地震波の速度が，世界

1. "地震波の速度についτFig. 51は， Fig. 41-c.に示した日本列島の縦断面に

おける震源の分布，および，近畿地方に発生した深発地

震から放射される地震波が日本各地の観測点にいたる波

線を模式的に示じたものである.これによれば，同地域

に発生する深発地震から放射され，関東・東北地方等に

到達する地震波は，主として地震の頻度の高い地域を通

過するのに対して，中国・四国 4 ・九州地方等に到達する

ものは，地震の発生しない地域をより多く通過すること

がわかる.したがって，地震の頻度の高い地域と，地震

の発生しない地域とでの地震波速度の差を検出するのに

好都合な条件となっている(勝又 (1960)). Fig. 52に

は，近畿地方に発生，した 3つの深発地震と， 1つの浅発

地震の走時が示されている.深発地震(いずれも深さ

360km)の走時では，日本列島の北東側における観測値

(大きい黒丸〉と，南西側における観測値(大きい白丸〉

とで，走時に系統的な差が認められる.近距離の観測値

- 49ー

124 験震時報第 35巻第3;4号

戸{】且

ω凸

Fig. 51 Schetnatic exptessiori of the seismic ione and T話tl1stοsta.tion.

Hached areas indicate seisiniむ zone;densely hatched areas，話oneof high aetivity; thiとk!iries"

patns of seH;i1iit wave froIIl the deep e，a'rthquake of tl1e central Japan; open and sol日citcles，

seismograph stations (discription same as Fig.' 55).

モ小さい黒丸〉の走時の適合度からみて，この相違を震

央位置のず、れによるものとするごとはできない.走時め

系統的なずれが，どの深ざでの速度差を反映しているか

は明らかではないが，地殻内だけにその原因を求める乙

とは，走時差り大きさからみても困難である.この走時

差を地震波経路全体における速度の相違と仮定すれば，

地震の発生する地域を構成する媒質では，地震の発生し

ない地域に比べ地震波速度が大である ζ とにな0.鷺坂

・竹花(1935)のS波の走持によれば (Fig.52で点線で

示す)，震源の深さ 360kinの地震巳対し，震央距離 600

km'で走時は 152秒となる.これに比べ，北東側では平

均約 7秒 (4ん 5%)早く，南西側では平均約 3秒(約 2

%)遅くなっーている.すなわち，両地域での地震波の見

掛上の速度差陪，相対的に 6;.;.，，7%となる.

Fig. 52のP波については，S波ほど明瞭ではないが

(速度が早いことによる〉同様な傾向が認められる.和

達・鷺坂・益田(1938)の P波の走時によれば (Fig.

52で点線で示す)，震央距離 600kmにおける走時は 86

秒となっている.、これに比べ，北東側では平均 2.5ん 3

秒早く，南西側では平均1.5，......，2秒おそくなっている.

資料の精度が十分でないので詳細な議論はさけるが，両

者での相対的な速度差は 5，......，6%となり，S波から求め

られた結果とほぼ一致している. 宇津 (1967d)は，島

弧の下における速度異常を， Py，皮， S波共，約 6%とし

ているが上記の結果とよく一致している.

浅発地震の波線に対じては，地震波の経路における地

震分布の条件の相違が，深発地震の場合ほど大きく影響

しないことがわかる (Fig.51参照). したがって，走

時の系統的な相違も一般に認められていない (Fig.52-4

参照).浅い地震では，地殻内の層構造による反射，屈

折波が卓越し，記録も複雑となり，走時はかなりのばら

っさを示しているが，深発地震の走時のような系統的な

ものは見られない、.

ここでは，速度の異常を相対的な高速度と低速度，異

常帯を地震帯そのものと一応仮定してし?る.しかし，高

速，標準速度，低速度の 3者(あるいは 2者)の組み合

せと考える立場，異常帯を地震帯そのもの(あるじ、はそ

の一部〉に求めるか，地震帯の周辺(あるいは地震帯が

その戸部)とするか等に関して多くの議論がある(勝又

(1960)，久本 (1965)， Oliver. Isacks (1967)，宇津

(1967 d)，金森 (1968)，Molnar.・Oliver(1969)等).

ζのことは次節で述べる Qの異常地域についても同様

た問題であり，今後の研究が必要とされる.

2. 地震波の減衰について

Fig. 53は，紀伊半島付近の深発地震を東北日本で記

録したものと，西南日本で記録したものとを比較したも

のである.一般に，西南側怯東北側のものに比べ振幅が

小さく，単純な波群から成り立っている.また西南側の

記録が比較的周期の長い波であるのに対して，東北側の

ものは著しく卓越した短周期め波が混合している.

深発地震の際，いわゆる H 異常震域"を生じること

はよく知られている(たとえば，石川 (1933)，正務

(1944)). Fig. 54はその一例を示したものである(1952

年 5月28日，深さ 370ktnの地震).異常震域現象をあら

わす地域の地震記象には，短周期の波一ζ の波による加

速度が異常震度の原因となるーが著しく卓越している

(たとえば，石川(1933)).この短周期の波は， 1)表面

層内での地震波の重複反射により励起され，地質条件の

相違等により，ある地域では特に強調される， 2)地震

波にふくまれている短周期の波動が，経路での減衰の条

件の相違により，ある地域にはおとろえて，ある地域に

はあまりおとろえずに到達する一等の原因iJ-~考えられて

- 50--'-

125 日本列島およびその周辺におげるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝又

。

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Fig. 52 ，Travel time diagrams fot the' four earthquakes.

一 1';， J une 24，1965 h= 360 km 35021' 135031' 2; J uly 22，1957 h= 360 km34037' 136007'、 3;Sept.

28， 1957h=360 km 33051" 136038' 4; May9， 1968 h=Okm 34001' 135056' (1，4 'located by! JMA.

2，3 relocated by tlie ai.Ithor). L6cations 6f tliese evehts are shown in the 16wer right corner.

Open eil'c1es denote obserVatiοn in NE. J atafi; solid citeles， in SW' Jatafi. These ateas are

indicated by hatching in the subfigure.

いる. 1)の現象にづいてはよく知られているが(だと

えば，金井 (1952ん 56))，短周期の波が同一観測点で常

に出現ずるわげで、は込ない.だとえば，東京(異常震域と

なることが多い〉で観測された北海道方面の地震と，九

州方面の地震の記録を比較すると， Fig. 55に示すよう

に，前者の記録には短周期の波動が著しく卓越している

のに対して，後者の記録では短周期の波の混合は少な

いJ松沢 (1933)も h西南日本の地下では，短周期の振

|揺が余分に衰えるように見える"と指摘している.

これらのこと色経路における震源分布の状況の相違に

-'-51ー

126

L 、


Fig. 53 Comparison of seismograms recorded in NE Japan and SW Japan for deep earthquake of

the central J apan (horizontal component of Wiechert seismograph).

Earthquake on Dec. 17，1958 at 320ま，1370まwithdepth 400 km. Tokyo (epicentral distanca 400 km)

and Fukushima (620 km) in NE J apan. Matsuyama (430 km) and E:iroshima (480 km) in SW J apan.

Fig. 54 A example of seismic intensity map for deep shock.

Cross mark indicates the epicenter of earthquake on May 28，1952 with depth 370 km ;

small circles， seismic intensity 1; large circles， II and III (in JMA scale).

関連する滅表の条件の相違によるとして説明するととがことにより，ある地域には他の地域に比ベ短周期の波が

出来よう . 少ない減衰で到達する.表面層に入射した短周期の波

すなわち，地震の発生する地域を通過する地震波は，は，さらに，そこでの振動特性に応じて卓越し，異常震

地震の発生しない地域を通過するものに比べ，短周期の域現象をあらわすと考えることができる.とのことは他

波の減衰する割合が小さいと考えることができる.このの地域の地震に伴う異常震域(たとえば，大倉(1959)，

- 52ー


Fig. 55 Comparison of seismograms recorded at Tokyo for the shocks of NE ]apan and SW ]apan

(vertical component of Wiechert seismograph).

Upper; Nov. 4，1953 420.8， 1440.6， h=90km. Lower; Mar. 14，1952 280.5， 1270.3， h=240 km.

。

Fig. 56 Numbers of recording for deep earthquakes.

Symbols for each seismograph station indicate the numbers of ditected earthquakes

among the nineteen events which occurred in the hatched area; small open circles， less than 10 times; large open circles， 11 to 14; solid circles， more than 15.

宇津 (1966a， 'b))に対しでも矛盾を示さない.

東北日本と西南日本とでは前記のような短周期の波ば

かりではなく，一般に振幅に著しい相違がある.比較的

小規模な深発地震が，ある地域では遠距離のものでも敏

感に記録されるのに対して，ある地域では近距離のもの

でも記録されないととがあるのはよく経験される. Fig.

56は，紀伊半島周辺〈斜線で示した部分〉に発生した比

較的小規模な深発地震を，各地の観測点がとらえた (100

倍級の地震計で〉回数を示したものであるが，東北日本

と西南日本で著しく相違していることがわかる.すなわ

ち，東北日本側では，西南日本側に比ベ，検知される割

合が著しく高くなっている(発震機構による影響は考慮

されていない).

2， 3の地震について，両地域で、観測された振幅を比較

すると Table10のようになる.

Table 10には最大振幅 (8波〉水平成分が示されて

いるが，東北側の地域での振幅 (AN) は南西側の地域

での振幅 (As)に比べ，著しく大となっていることがわ

かる.両者の差が，地震波経路での Q の相違によるも

のとして，両地域での Q値を比較してみる. ごく単純

化された仮定一震源からすべての方向に一様に振幅 Ao

の波が放出される.その波が，各観測点、に最大振幅を与

える.波の周波数(f)，および Q は伝播する媒質中で

変化しない.観測点付近における地盤の条件の差等は無

視をするーを採用すれば

AN=Ao e-πfNJゐ/QNvNl(7. 1)

As=Ao e-πfsJdsQsvs J

となる(ととで，vはS波の速度，sは波線の長さ).両

- 53-

第 3，4号

COffipariS9f1 of amplit J.Jpe号 oÞê-~rv~q jl1 th~ ).1 QrtÞ-~ é!êt J iJpgq <.mq jQ ~h~

ê9 1，lth'w~êt J Cl.pap.，

第 35巻幸良時宮λβ〈5食128

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ーTable10.

NE JeiPiHJ.

. Staiふ~. '--f'-AM一一|--71-「J-1~47 F!;Q， 18 ;33γ00 136， 08 h; 400 km

瓦u出q.IPgtg 440μ4.0 s 1 g75km

H?-mgqei 310 . 4. 1 ー 590

FlJk1，lQki! 340 3. 9' 6QO

K:a~9shim? 520 1. 3. 2 、， 1 610

19!?7 $~pt.. 28 330! 1360まh;360k悶

Miya??-l<i '.1 n、.2.0 530

Kqm?-p19to' 28 2. 5 565

Fukuoka I .' 25 3. 0 585

1958 Oct. 15 33. 09 137. 00 h; 360 km

Hamada 8 3.5 470

Kumamoto .16 2. 0 597

値を仮定すると，西南日本側への波線に対する Q値は

80程度(約 1/10)となり，平均的な Q値は，前記の一般

的な値300，.....，500に近ずく，また，北東側のQ値を 300，.....，

と仮定すれば，南西側ではその約1/6となる.宇津(1966

a， b)も Q の値に 10倍程度の相違〈大きい地域に対し

て300，小さい方に30程度〉を与えると，異常震域の震

度(加速度〉が説明出来るとしている.

震源の分布の状態、(特に，深い地震の発生〉は，それ

自体が地球内部深層にまでおよぶ地域的不均一性を物語

っτいる.地震を発生する地域を構成している媒質の物

性，構造あるいは状態等と，他の地域のものとの差は，

それぞれを通過し伝播する地震波について調べるのが最

も直接的である.ここで、は，近畿地方に発生した深発地

震の資料を用い，東北日本(地震の発生する地域を主と

して通過した地震波が到達する〉と西南日本(地震の発

生じない地域を主として通過した地震波が到達する〉に

おける地震波の走時，振幅等について比較した.その結

果，地震の発生する地域を通過する地震波ほ他の地域を

通過する地震波に比べ速度が大きく，減哀が少ない(短

周期の波についで著しい〉ことがわかった.

なお Oljv~r ・Isack!::i (1~67) は，トジガ押ケルマデ、

ック地域について，筆者と完全にf 致した結論を得たと

述ペているが，このことは前記のよラなζょが，日本列

島たとどまらず，他の地域 ci突発地震帯を伴ラ活動的な

島弧)'にも共通した現象であることを示している.最

近， M9ln?-r・OJjver(l96!;))は世界各地にづいて Sn

(7.2)

- 54ー

恥1ito 36 1.0

Onahama 59 1. 0

Fukushima 35 1. 0

AM indicates the maximum h，orizontal amplitude of S waves; f， frequancy of the waves.

地域の，同一震央距離における振幅比 (AN/As)は，走

時 Tを等しいものとみなせば (SN/VN宇Ss/vs)，

loge AN/A 市川 fi.= l/Qs. fs/fN-1/QN

π.1 TN

となる. Table 10では，震央距離 500"""，，600kmで AN/

Asは 4，.....，6，fs/fNは 0.25，.....，0.5程度となっている.こ

こで T=145秒， AN/As=5，' fs/fNニ 0.33とおくと

l/Qs x 0.33ー 1/QN=0.0035 (7.3)

となる.

(7.3)式は，多くの荒い仮定から出発しているので，

組かい量的な問題は議論出来ないが，QNに常非に大き

な値 (1000，.....，1500)を与えも Qsは80程度にしかならな

い.もし，Qs 50，.....，60程度とすれば，QNは 300，-...，500J三

なる.

マントル内を通過ずる実体波の Qは，多くの研究者

によりかなーり広範囲にわたる値が与えられているが，

300，..，..;，500程度の値をず般的なものとみなすことが出来よ

う(たとえば，大塚(1962)，Ançl~rson ~t a1. (19<:>5)).

地殻~マントル上部、で、の Qは，深いところまでふくめ

た値に比ぺ，かなり小さい値をとるものと思、われるが，

大塚(1962)は沿海州に発生した深さ 600kmの地震の

日本における S波の観測値から Q;150と求めている.

また高野(1966)は，S波!こ関する QはP波に比べ小さ

く，短周期 S波の減衰が著しく早いζとを指摘してい

る.東北日本側への波線に対する値 Q を，浅田・高野

09~3); 高野(1966) 等により求められている大きな Q

日本列島およびその周辺におけるサイスミシティ主それに関連する諸問題一一勝又 ~?9

?皮の伝播について調べこのことを確かめている.また，

前章で述べたような，島弧のアに表面物質が下降してい

ると-いうモデルを民用すれば，相対的な温度，密度，剛

性等の相違から，いわゆる円 H!ghQ， Hjgh -v~loci ty ，.

一の存在を説明することが可能となる.

ここでは，ごくおおまかな方法により，Q値の異常の

存在について指摘したが，量的な問題は，将来より精密

な方法により，再検討されねばならない.同様に，異常

の存在する地域もより厳密に位置ずけさホしねばならぬ.

四要約

1) 日本列島およびその周辺の地震に関する気象庁刊

:行の資料は， 1930年頃よりほぼ整って来ているが， 1950

年頃を境として，質・量共に一段と向上している.本論

文で主として使用している1951年以降の資料では，震源、

は内陸および近海の主要な地震について1/10度:深さは

:20km以内(浅い地震について〕の精度を持っと推定さ

れる.

震源事項がもれなく求められる地震の限界は， 1951年

ー以降，沿岸から約200km以内の地域については約M 5告

である(多数の資料をおぎなった上で，従来の資料では

lvI6程度まで}. 196~ 年以降は，震源決定の精度はさら

に一段と向上し，上記のlげの限界も拡大している(1967

年以降は，より」層の進歩が認められる).

気象庁では深さ 60km以浅の地震についてのみ，坪井

の公式を用いMを決め， 6Qkm以深の地震についてはM

Jj:報告していない.本論文では筆者の提出した方法によ

り深さ 60km以深の地震の Mを決め，それらを使用す

ることにより立体的なサイスミジティの調査をおこなっ

た(付録に1930年以降の主要な柏深発地震，深発地震の

J..lが記載されている).坪井の式および筆者の方法で決

めたマグニチュード (M)の性格は，いわゆる Msに相

当するが，これを USCGSのm と比較すると叫ニ0.5+

.0.85M (M勾，.....，61-の範囲について〉となる.

2) すべての深さの地震について M を決めた上で，

日本列島およびその周辺における地震活動を概観する

と，同地域 (280，.....，480N， 1280，.....， 1500Eの範囲〉では，

_lv16以上の地震が年平均 16，.....，17回〈うち，浅発地震は

11，.....，12回〉発生している.それらの地震によって放出さ

れるエネルギーは年平均 2.7x 1023 erg (うち，浅発地

震によるものは 2.0 X ~023 erg) となる. これらが全世

ュ界の地震に対して占める割合は，頻度では約6%，手ネル

ギーでは9，.....，10%となり i日本列島付近が世界でもっとも

土也震活動の盛んな地域の一つであることを示している.

日本列島付近では，地殻底巧}て之~トル上部(深さ 30，.....，

マOkm)の地震活動がも?とも活発で，地殻内の地震は

比較的少ない.世界の平拘的な傾向と比べ，柏、深発地震 f

の占める比率はやや低いといえaる.深発地震の比率は全

般に高いが ~00-:-，350k!J1の深さで明瞭な極大を示すこ

主が顕著な特徴である.

3) 新Lい資料による震央分布図よ海溝，火山帯，重

力の異常帯等を対照C，日本列島を構成する各島弧につ

いて断面図を作り地震の空間的分布の状況を詳しく調べ

た.深発地震は，マリアナー小笠原から本州、I(近畿地

方)を横断し，沿海州オホーツク海北部に至る地震帯を

形成しているが，それらが完全に連続した一系統のもの

とは断定できない.袷深発地震は，マリアチ7~小笠原か

ら本州(中部以北)，北海道一千島に沿いカムチャッカ

南部に至る地震帯と，九州、|・琉球に沿うものとの二系統

の比較的幅の広い分布が見られる.東日本火山帯，西日

山本火山帯もほぼこれに平行しでいる.深さ 30，...，..，70kI}1の

深さの地震は，関東以北の太平洋側の地域に大部分が集

中し，明瞭な帯状分布を示Lている.ごく浅い地震時ほ

ぼ日本列島全域に分布している¥叫

日本列島の多〈の島弧で、は!太平洋地域の他の島弧で

も共通に見られるように，‘海溝，i支発地震帯，重力の異

常帯，稿、深発地震帯および火山帯，深発地震帯等が隈ぼ

平行に分布し，とれら諸現象聞の密接な関係を示唆して

いる.それらの配列の状況は各島弧-で多少異なるが，典

型は本州、|東北部，伊豆七島等の断面で見ることができ

る.島弧に対して直角芯断面における震源分布の状況

は， i-支発地震から柏、深発地震および深発地震へと，ほぼ

直線的に連らなり，震源、分布面の傾斜角は 350，.....，550 の

範囲で変化、している.また，各島弧で，地震活動の活発

な深度(深発地震を欠く地域もある)，他の諸現象の配

列との関係等は各々異なった特徴を示している.

地震の分布は，空間的に著しく集中し，いくつかの顕

著な H地震の巣"・を形成Lているのが見られるが，大規

模な地震は一般にそれらの中心部に位置しておらず，む

しろそれらの周辺部に発生している.

4) 地震φ規模別頻度.分布をあらわす式 logn(M)=

const. ~bf'v1 における b は，地域，により多少異なる値

を示すことが認められる.しかし，b φ値はそれらの相

違により大きく変動する量ではない.日本列島内のいく

つかの地震の密集地域 H 地震の巣"を単位地震区として

求めた bの値は， 0.8，.....，1. 1となっている. また，柏、深

発，深発地震についても浅発地震とほぼ同じ値となる.

振幅の頻度分布をあらわす式

--55 -

130 験震時報ー第 35巻第3，4号

log n(A)=const.-c log A

における C の値は~ b=c-1という関係を通じて，bと

同等にーあつかわれているが cは一般に bより大きな範

囲で変化している.Mから求められる bは，ある地域に

関する平均的な量であるのに対して，cの値はより局地

的な条件により大きく影響される. したがって， cの相

違を直ちに地震発生の特性の相違と見ることは危険で、あ

る.

5) 地震は空間的広一様な密度で発生しているのでは

なく，震源は地域的にかたよった分布をしている一特

に，深い地震の発生頻度の高い地域と，地震を発生しな

い地域とは，比較的明瞭に分離することができる.この

ことは，マントル内に地域的不均一の存在することを示

すーっの証拠とみるととができる.すなわち，地震の発

生を許すよーうな地域を構成している媒質の物性，構造あ

るいは状態等と，地震の発生しない地域のそれらとで

は，何らかの相違が存在すると見ることができる.両地

域を通過し了て伝播する地震波の速度，減衰等について比

較すると，地震の発生する地域では，他の地域地域と比

べ，地震波の速度が大である(約6%) ことが認められ

る.また，前者で、は地震波の減衰が後者に比べ小さい(特

に，短周期の波について〉といえる.これらのどとによ

り東北日本と西南日本とで、の地震波の走-時，振幅，地震

記象型等の相違，異常震域現象の説明等が可能となる.

島弧周辺における地震ーの空間的分布の特性，それと他

の地球物理学的諸現象との関係は，海洋底更新説にもと

ず、くプレ{ト・テグトニッグスの立場と矛盾しない.ま

た，地震発生地域における HighQ， High Velocityも

このことと調和を示している.

謝辞御指導をいただいた東北大学鈴木次郎教授，

高木章雄教授に厚く御礼申し上げます.終始，御助言と

励ましをいただいた東京大学浅田敏教授，気象研究所末

広重二博士，気象大学校山川宣男教授，御助力いただい

た気象庁地震課柏原静雄，岸尾政弘の両氏，種々の便

宜を与えられた地震課の諸氏に対して深く感謝いたしま

す.また，最近ーの地球物理学の発展の成果について教示

をいただ、いた Columbia大学 Lamont-Doherty研究所

の諸氏に感謝いたします.

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，~59 ー


付録 List of Intermediate-depth and Deep Earthquakes in and near the Japanese Islands.

I. 1930-'-1950， Magnitude 6 and greater

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15 23 12 36.0 138.8、180 5.2

1952 Jan. 11 16 03 42.6 148.3 80 5.5

20 14 45 35.2， 140.3 100 5.2

Mat. 6 13 50 33.0 136.8 390 6を

7 20 44 42.7 144.5 70 5.5

Apr. 8 05 44 35. 5 139. 7 110 5. 1

May 17 01 .15 41. 6 144.5 80 5.4_

28 16 59 35. l' ， 135.8 370 6t

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Aug. 21 19 41， 31昔、 138 '300 5-5を

23 1621 40. 5 138. 0 320 5-5告

26 19 14 32.8 140.1 120 5.3

Sept. 18 06 46 30ま 140_ 400， 5...，5告

21 05 31 32 138 350 5を-6

21 20 12 33.0 142.0 100 5.8

25 23 59 30.7 137.9 240 5ま

Oct. 8 01 51 44 141き 150 5.4

26 17 41 34.1 137.8 280 7

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24 11 15 28t， 139t 550 6t

1953 Feb. 6 22 13 42.0 144.2 80 ' ，6.5 r

16 09 07 42.3 142.9' 100 5.3

28 07 03 36.0 137:4 250 5

Apr. 2 03' 11 30.0 142.8 80' 5.1

May 6 00 59 32告 137 400 5

12 10 37 43.5 141.9 240 5-5ま

18 07 12 34.7 139.7， 110 5.4

June 9 14 34 30.9 139.8 430 5

14 19 30、28 140告 500 5吉一6

14 21 04 33.5 138.0 320 5

28 23 43 39.1 137.3 250 5ま

Aug. 8 22 13 42.2 143.2 70 5.2

28 0716 43.2 142.5 150 5.8

Sept. 12 02 53 32.2 137.8 320 6

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Oct. 14， 23吟 47 42.8 144.6 90 6.4

24 13 23 41.8 144.2' 100 5.5

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Nov. 4 15 05 39.5 129.0 650 6き

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Year Date 1. S. T.工aL Lorig. Uetth Mag. h m 、N E km

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1954 Dee. 8 17 39 32.:3 138. 1 32O 5;，-5き

1955 Jan. 3 10 35 31.2 140.8 ieo 6-6t

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- 62-

日本列島およびその周辺におけるすイスミシディとそれに関連する諸問題一一一勝又 137

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- 64ー

日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそれに関連する諸問題一一勝文 139

Year Date J.? T. Lat:_ Long~Depth- Mag.，

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日本列島およびその周辺におけるサイスミシティとそ杓に関連する諸問題一一勝又 141・

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19 17 :45 41. 7 134.5 460 5.4

J.S.T.=G.M.T;+9h， Mag.=MKAT

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- 68-

日本列島およびその周辺におけるサイス{‘シテと それに関連...

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日本列島およびその周辺におけるサイス{‘シテとそれに関連...