超巨大地震

出典: フリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』
超巨大地震の震源分布

超巨大地震（ちょうきょだいじしん）は、巨大地震の中でも特にモーメント・マグニチュード尺度でMw9程度以上[1][2]あるいはMw9クラス[3]のものに対し使用される名称である。しかし、地震学的に厳密に定義付けられているわけでもなければ学術用語でもない[4]。

概要[編集]

タイの海岸に押し寄せるスマトラ沖地震による津波

超巨大地震とされる地震は、確認される範囲では全てがプレート収束帯で発生する低角逆断層のプレート境界型地震であり、断層長がおよそ500 km以上に達する。また、長大な破壊域をもつ海溝型巨大地震は複数のセグメントが連動して断層破壊する連動型地震を仮定すれば説明できるとされる[5][6][7]。海溝沿いで海底地形の大きな変異を伴うためいずれも大津波を伴っている。比較沈み込み学やアスペリティモデルから超巨大地震の発生する場所は若いプレートの沈み込み帯に限定されるとされてきたが、2004年スマトラ沖地震や2011年東北地方太平洋沖地震は従来の理論を覆すものとなり、特に高感度地震観測網など高密度の観測網が整備された日本付近で発生した東北地方太平洋沖地震は超巨大地震に関して新たな知見を与えるものとなった。

観測時代におけるデータの蓄積では発生頻度を論ずるに充分ではないが、地球上においておよそ1世紀の間に数回程度発生しているものと見られる[8]。Mw9クラスの地震の発生頻度は1世紀の間に1 - 3個程度との見積もりもある[9]。またその発生間隔は一様でなく比較的短期間の間に数年の間隔を空けて集中的に発生する傾向が見られる[2][8]。地震モーメント放出の時系列から、このような超巨大地震のクラスタリングの傾向は明らかであるとする説がある一方で[10][11]、クラスタリングはランダムな変化に局在化した余震活動が加わったものにすぎず見かけのものであるとする説もある[12][13]。

かつて表面波マグニチュードなど、地震計に記録された最大振幅の常用対数に基づくマグニチュードが主流として用いられていた時代はMs8.5程度が最大級とされていたが、超巨大地震の規模になると最大振幅に基づくマグニチュードは数値が飽和して頭打ちとなり、規模が適切に表されていなかった[14]。1977年に金森博雄が、断層活動のモーメントに基づくモーメント・マグニチュードを提唱して以来、1960年チリ地震など幾つかの地震がMw9以上と推定され規模が適切に表されるようになった[15]。

超巨大地震が発生する場所[編集]

比較沈み込み学[編集]

チリ型とマリアナ型の沈み込み帯。

上田誠也および金森博雄 (1979) は地球上の沈み込み帯を海洋プレートの沈み込み角の違いから「チリ型」と「マリアナ型」に分類し、連動型の巨大地震はチリ型の沈み込み帯で起こると考えた[16][17]。上田らはチリ型に属すのは南チリおよびアラスカ等であるとしたが、Heuret (2011) らによれば、沈み込み角が15°以下の低角であるのは、南チリの他、プエルトリコ、ココス、カスケード、南海トラフ、スマトラ-アンダマンおよび地中海東部の各海溝である[18]。

また、Ruffおよび金森 (1980) は、沈み込み帯で発生する巨大地震の規模は収束レートと沈み込むプレートの年齢の関数として表されると考えた。収束レートが大きく、且沈み込むプレートの年齢の若いプレートほど規模が大きくなる傾向があり、回帰分析からMw=-0.00889T+0.134V+7.96という関係式を得た[19]。

チリ型
  • 比較的若いプレートが低角で沈み込み、プレート間の固着が強く、超巨大地震はこのような沈み込み帯のみで起る。
マリアナ型
  • 古いプレートが高角で沈み込み、プレート間の固着が弱く、プレート間の非地震性の滑りが大きく巨大地震は起こりにくいとされる。

また、沈み込み帯は定常的なものでなく、低角の沈み込み帯も地震が繰り返されるにつれ断層面は弱くなり、強い固着が次第に失われて、高角の沈み込み帯へと進化していくとされた[15][17]。

アスペリティモデル[編集]

アスペリティモデル
沈み込み帯におけるアスペリティの空間分布[20]。

T.レイおよび金森博雄 (1982) らは、プレート間には固着が強いアスペリティと滑らかに滑っている部分が存在し、アスペリティの空間的分布や面積比によって地震の起こり方に特徴があると考え、世界各地の沈み込み帯を4つのカテゴリに分類した。超巨大地震はカテゴリ1の沈み込み帯で起こり、これに属すのはチリ南部、カムチャツカ、アラスカとされた[17][20]。

カテゴリ1：チリ南部
  • 沈み込み帯は全面的にアスペリティを形成しプレート間は強く固着している。
  • 常に500 kmを越えるほぼ同じ長さの断層破壊が、規則正しい時間間隔で発生する傾向がある。
カテゴリ2：アリューシャン
  • 各セグメント毎に大きなアスペリティが存在する。
  • カテゴリ1よりやや小さい断層破壊となり、それぞれのセグメントが別々に断層破壊する場合と、海溝全体が連動して断層破壊する場合がある。
カテゴリ3：千島列島
  • 各セグメントに複数の小さなアスペリティが存在する。
  • セグメント毎にいつも同じ部分が断層破壊して地震を発生させるが、それらが連動して破壊することは稀である。
カテゴリ4：マリアナ
  • アスペリティを形成せず、プレート間は殆ど固着していない。
  • 非地震性の滑りの割合が多く、巨大地震を発生することはない。

比較沈み込み学では古いプレートでは連動型地震は起こりにくいとされ、アスペリティモデルも沈み込みがやや高角の古いプレートは固着領域が小さく連動型の超巨大地震は起こりにくいとされてきた。しかし2004年スマトラ沖地震はこの法則には当てはまらないとされ[21]、2011年東北地方太平洋沖地震の発生した日本海溝もアスペリティモデルではカテゴリ3の千島列島に類似すると考えられ連動型の巨大地震が起りにくいとされていた[22]。

プレート間カップリングと超巨大地震[編集]

プレートの相対速度から推定される歪みの蓄積に対する、地震によって解放される歪みの比率である地震カップリング係数は、チリ、カスケード、スマトラ、南海トラフなどは1.0に近いが、アラスカ、カムチャッカ、千島、日本海溝などは0.6前後、トンガ海溝南部、ケルマデック海溝は0.1強、マリアナ、伊豆小笠原、琉球海溝などは0に近いと推定されている[23]。

超巨大地震は、プレート間カップリング係数が中程度以上（0.6程度以上）の沈み込み帯で起こっており、カップリングによる滑り欠損速度が年間2 cm以上の沈み込み帯で起こっているとされる[24]。

付加体形成と超巨大地震[編集]

Bilek (2010) は、地球上の沈み込み帯を、付加体が形成されつつある部分と、沈み込むプレートが陸側のプレートを削り込んでいる部分に分類し、超巨大地震は付加体を形成する沈み込み帯で発生し、対して陸側のプレートを削り込むような沈み込み帯では津波地震が発生しやすい事を見出した[25]。

付加体を形成する沈み込み帯は、南チリ、プエルトリコ、カスケード、アラスカ、アリューシャン、カムチャツカ、南海トラフ、スマトラ-アンダマンの各海溝であり、20世紀の超巨大地震や2004年スマトラ沖地震は何れもこれらの沈み込み帯で発生しているが、東北地方太平洋沖地震の起こった日本海溝はこの法則に反して陸側のプレートを削り込む沈み込み帯であった[26]。

地震の発生頻度と超巨大地震[編集]

井出哲 (2013) は世界の沈み込み帯で発生している中規模 (M4.5) 以上の地震の発生頻度とプレートの沈み込み速度との関係を検討し、南西太平洋を中心に多くの地域で沈み込み速度と地震発生頻度が比例するという常識的な関係を見出した。

その中で、例外的に沈み込み速度は比較的速いが地震発生数が極めて低いという比例関係から外れる地域があり、この地域ではしばしばゆっくり地震が見出されており、さらに超巨大地震はこの地域で起こっている事を見出した。この「一見静かだが超巨大地震の起こる危険な地域」はアラスカ、カスケード、ペルー、チリ、南海トラフから琉球海溝であるという[27][28]。

超巨大地震の多様性[編集]

ファンデフカプレート付近の地震の震源分布。カスケード地震の震源域が地震空白域となっている。

井出哲 (2011) は東北地方太平洋沖地震の地震波の解析から海溝側のプレート境界浅部と陸側のプレート境界深部との間で断層破壊が往復する形で進行し、海溝側の過剰滑りであるダイナミックオーバーシュートが大津波を励起したと推定している[29][30]。

古村孝志 (2012) は、2011年東北地方太平洋沖地震において海溝軸付近で超大滑りが認められ巨大津波を誘発したことから、沈み込み帯の陸側深部の断層破壊に加えて、海溝軸付近が震源域となる事により地震が巨大化するとした。南海トラフでも同様の事が起こるとされ、宝永地震の震源域に加えて海溝軸付近が震源域とも推定される慶長地震の震源域が同時に断層破壊して巨大津波が発生するとされた[31]。しかし、南海トラフはSingle Segmentationであり、宝永地震単独でも海溝軸付近まで断層破壊が及んでいる可能性があり、Double Segmentationとなる証拠は見出されないとされる[32]。

小山順二 (2013) らは東北地方太平洋沖地震発生を期に超巨大地震の発生場には二つの異なった特徴があることを突き止め、宝永地震と東北地方太平洋沖地震は異なる震源過程で発生したと推定しそれぞれ「Along-strike Single Segmentation (ASSS)」および「Along-dip Double Segmentation (ADDS)」と分類した。従来チリ型とされた低角の若いプレートの沈み込み帯がASSSに相当し、超巨大地震の発生には多様性が認められるとした[1]。

カスケード地震を起こしたカスケード沈み込み帯や、宝永地震を起こした南海トラフは現在地震空白域を形成しプレート間が強く固着していると推定されるが、東北地方太平洋沖地震を起こした日本海溝や、アラスカ地震の震源域では明白な地震空白域が見られない等の特徴が見られる[33]。

タイプ1：Along-strike Single Segmentation (ASSS)
  • プレート間の強い固着域が海溝軸から沈み込み帯全域に拡がっており、本震前に明白な地震空白域を形成している。
  • 本震では横並びのセグメントが連動して破壊し地震活動帯が細長く、断層の幅と長さの比が1:5程度である。
  • 地震モーメントの放出はパルス的でなく、長時間にわたって継続する。
  • 表面波であるレイリー波やラブ波の振幅は観測点が断層破壊方向と反対側にある場合、偶数番の優弧[注 1]を回ったものが、伝播距離の短い劣弧を回った奇数番のものより大きく、断層破壊が進展する方向に地震波のエネルギーが集中するため方位依存性が著しい。
  • 例：1700年カスケード地震、1707年宝永地震、1960年チリ地震、2010年チリ・マウレ地震等
タイプ2：Along-dip Double Segmentation (ADDS)
  • プレート間の強い固着域は海溝軸近くのセグメントに限定され、本震前には明白な地震空白域が見られず島弧沿いに顕著な地震活動がある。
  • 本震では陸側と海溝側の二重に配列したセグメントが連動して破壊し地震活動帯が幅広く、断層の幅と長さの比が1:2 - 3程度である。
  • 断層破壊初期に狭い範囲で超大すべりが発生し、地震モーメントの放出がパルス的である。
  • 表面波であるレイリー波やラブ波の振幅は、偶数番と奇数番で差が認められず、方位依存性が見られない。
  • 例：1952年カムチャッカ地震、1964年アラスカ地震、2011年東北地方太平洋沖地震等

2004年スマトラ沖地震は、初期破壊過程においてADDS的な性格を帯びるが、アンダマン諸島付近ではASSS的な性質であるという[1]。

超巨大地震の例[編集]

CMT解などから精度の高いモーメント・マグニチュード (Mw) が推定できるようになったのは1970年代後半以降である[34]。それ以前は津波遡上高や地殻変動などから想定される断層モデルによる推定値であり、さらに19世紀以前の歴史地震については断層モデルの根拠となる津波遡上高も諸説あり地殻変動推定の史料も限定され、また激震域の長さなどによる推定値でもあり精度は低い[35]。

地質調査から推定される超巨大地震
北海道太平洋側 十勝、釧路、根室の海岸で5世紀、9世紀、13世紀、17世紀の津波堆積物が見いだされ、17世紀のものは慶長三陸地震に相当するとする説もある[36][37]。
東北地方太平洋側 石巻から南相馬に至る仙台平野で紀元前390年頃、西暦430年頃、貞観津波、西暦1500年頃の津波堆積物が見いだされる[38]。
南海トラフ 高知県土佐市宇佐町蟹ヶ池から宝永地震を始め複数の津波堆積物が見出され、特に紀元頃の津波堆積物は宝永津波をも上回る規模であったと推定される[39]。さらに6500年間の地層から15回の津波堆積物が見出された[40]。
スマトラ沖 900年頃に大規模な地震があったと推定される[41]。

津波堆積物および珊瑚の隆起痕から1394年頃から1450年頃の間および956年前後に大規模な地震があったと推定される[42]。

カスケード沈み込み帯 紀元前600年頃、紀元前170年頃、西暦400年頃、西暦810年頃、西暦1310年頃および西暦1700年など1万年間に19回の巨大地震の痕跡が見出されている[43]。
南チリ沖 チリ中南部沿岸のマウジン川河口周辺の湿地において紀元前80 - 西暦220年頃、西暦430 - 660年頃、西暦990 - 1190年頃、西暦1220 - 1400年頃、西暦1575年および西暦1960年の津波堆積物が見出されている[5]。
アラスカ沖 BP900年頃と、BP1500年頃と推定される巨大地震の波源域は、確認される堆積物の分布から1964年のものよりやや大きいとされる[44]。
カムチャツカ沖 7000年間に50個の大津波の痕跡が見出されている[45]。
歴史時代の超巨大地震（歴史地震）
名称 発生日時（現地時間） モーメント・マグニチュード 表面波マグニチュードスケール 備考
白鳳地震 684年11月26日
22時頃		 M8 - 9[46] M8 1/4 - 8.4 『日本書紀』に記述があり、宝永地震と同等または大分県龍神池など場所によりこれを上回る規模の津浪堆積物を確認[47]。土佐国では宝永地震と同等の被害地震として伝わる（『谷陵記』）。
貞観地震 869年7月9日
夜		 Mw>8.7 M8.3 - 8.6 『日本三代実録』に記述があり、東北地方太平洋沖地震との類似性が指摘される。仙台平野で見出された津波堆積物の分布からMw8.4程度の断層モデルが推定されたが[38]、これは下限値であり堆積物の分布以上に浸水域が拡がっている可能性が指摘され、Mw8.4を大きく上回り海溝軸付近まで大すべり域が分布していた可能性があるとされる[48]。従来M8.4程度と推定された歴史地震の中にはモーメント・マグニチュードではMw9クラスと推定し得る地震が存在する[3]。
バルディビア地震 1575年12月16日
14時30分頃		 M8.5 揺れの強さ、津波、地殻変動などの歴史記録および津波堆積物調査から1960年チリ地震と同等規模とする推定がある[5]。
ペルー・カヤオ地震 1687年10月20日
5時30分頃		 - Mw8.9 M8.2 M0=2-3×1022N・m程度の地震モーメントが見積もられている[49]。『肯山公綱村治家記録目録』によれば陸前塩釜の市中に50㎝程度潮が溢れ、琉球与那城郡にも津波到来。
カスケード地震 1700年1月26日
21時頃		 Mw8.7 - 9.2[50] 地質調査から発見された巨大地震であり、アメリカにおける歴史記録は現存しないが、原因不明とされていた『大槌古今代伝記』、『田辺町大帳』などに記された日本各地の津波記録と地質調査との整合性から日本に津波が到達したものと推定され日時が判明した地震。震源域の長さはカスケード沈み込み帯のほぼ全域に亘る約1100 kmに及ぶ。
宝永地震 1707年10月28日
13時45分頃		 Mw8.7 - 9.3[51] M8.4 - 8.6 日本の歴史上最大級の地震。東海地震と南海地震の二元地震と考えられたこともあり、推定された津波波高等からMw8.7程度の断層モデルが考えられていたが[52][53]、これでは済州島に達した津波が説明できず、震度分布や余震分布による東北地方太平洋沖地震との比較からMw9.1 - 9.3程度との推定もある[54]。震源域の長さは南海トラフのほぼ全域に亘る約700kmに及ぶ。
チリ・バルパライソ地震 1730年7月8日
3時45分頃		 M8.7 約1000 kmの海岸に津波が襲来し、バルパライソは港が破壊され、コンセプシオンは全滅した[55]。『東藩史稿』には陸前牡鹿に津波が到来し田畑を損したとある。
カムチャツカ地震 1737年10月18日
0時30分		 Mw9.0 - 9.3 M8.3 震源域の長さは約700 kmに及ぶ。1952年カムチャツカ地震と同等規模との説もある[56]。
ペルー・リマ地震[57] 1746年10月28日
22時30分頃		 Mw8.9[49] - 9.0[58] M8.3 リマではほとんどの家屋が倒壊。
チリ・コンセプシオン地震 1751年5月25日
0時頃		 M8.5 コンセプシオンは全滅し、ファン・フェルナンデス諸島は町が洗われ船が沈没した[55]。『大槌官職記』には陸中大槌で浦々民家の敷板や田畑が浸水したと記される。
リスボン地震 1755年11月1日
9時40分		 Mw8.5 - 9.0[59] M8.5 ヨーロッパの歴史上最大級の地震。大津波発生の比較的稀な大西洋全域に津波が波及。
スマトラ沖地震 1833年11月24日 Mw8.9 - 9.0[60] M8.7 2004年のものより南側の震源域で発生。
バルディビア地震 1837年11月7日
8時頃		 Mt9 1/4 M8.0 コンセプシオン、バルディビアで大津波、ハワイ諸島でも大被害となった[55]。『東藩史稿』には陸前気仙郡、牡鹿郡、宮城郡に津波が到来し田を傷むとある。
チリ・アリカ地震 1868年8月13日
16時45分		 Mw8.8 - 9.1[61] M8.5 震源域はアリカからピスコ付近までの約600 km或は約900 kmに及ぶ[49]。太平洋全域に津波が波及し、南米沿岸はもとより、ハワイ、オーストラリア、ニュージーランド、日本にも襲来した記録がある[55]。
チリ・イキケ地震 1877年5月9日
21時16分		 Mw9.0[61] M8.3 イキケ沖で発生し、震源域はチリからペルーにかけての海岸沿いの約450 kmに及ぶ[49]。太平洋全域に津波が波及し、チリ沿岸、ハワイ、オーストラリア、日本にも襲来し被害を出した記録がある[55]。
地震計による観測時代の超巨大地震
カムチャツカ地震 1952年11月5日
1時58分		 Mw8.8[62] - 9.0[15] Ms8.2 震源域の長さは約600 kmに及ぶ。ソビエト連邦（現・ロシア）観測史上最大の地震。
アリューシャン地震 1957年3月9日
4時22分		 Mw8.6 - 9.1[15] Ms8.1 震源域の長さは約1200 kmに及ぶ、津波マグニチュードもMt9.0になるとされ、金森 (1977) はMw9.1と推定したが、長周期地震計による観測ではそれほど大きな振幅が認められず、断層滑りも殆ど西側半分のみで発生したと推定されMw8.6程度であるともされる[63]。
チリ地震 1960年5月22日
15時11分		 Mw9.2 - 9.5[15] Ms8.3 - 8.5 世界観測史上最大の地震。震源域の長さは800 - 1000 km、幅は約200 km、平均滑りは20 m程度、最大滑りは約40 mに及ぶ。地震モーメントはM0=2.0-2.7×1023 N・m (2.0-2.7×1030 dyn・cm) に達する[64]。津波は太平洋全般に被害を与え、ハワイや日本でも死者が出た。金森(1977)は地震データ解析および津波規模などからMw9.5と推定したが、地殻変動からこの値は過大評価であるとされ、Mw9.3[65]、あるいはMw9.2[66]程度が妥当ともされる。
アラスカ地震 1964年3月27日
17時36分		 Mw9.1[67] - 9.2[15] Ms8.4 アメリカ合衆国の観測史上最大の地震。震源域の長さは700 - 800 km、幅は約250 kmに及び、震源域東北端の震源付近に地震モーメントの大半が開放された超大すべり域が推定されている[17]。
グローバルな観測網整備下の超巨大地震
スマトラ沖地震 2004年12月26日
7時58分		 Mw9.1 - 9.3[68] Ms8.8 インドネシアの観測史上最大の地震。震源域はスマトラ島沖からアンダマン諸島まで約1300 km、幅は約180 kmに及ぶ。インド洋全域に津波が波及。地震直後はMw9.0が報告されていたが、超長周期地震動の解析などからM0=1×1023 N・m (Mw9.3) とする解析もある[68]。
チリ・マウレ地震 2010年2月27日
3時34分		 Mw8.8[69] Ms8.5 震源域の長さは450 - 500 kmで、幅は約200 kmに及び、Mwはやや9を下回るが1960年チリ地震などと同様に超巨大地震として扱われることもある[1]。
東北地方太平洋沖地震
（東日本大震災）		 2011年3月11日
14時46分		 Mw9.0 - 9.1[70][69] Ms8.3[71]
Mj8.4		 日本の観測史上最大の地震。気象庁は地震発生直後、従来の計算方法で気象庁マグニチュードをMj7.9と速報し、振幅が振り切れていない地震計記録からMj8.4に修正したが、気象庁マグニチュードに飽和が見られ規模が適正に表されないことから、モーメント・マグニチュードでMw8.8と速報し、2日後に遠地の波形記録からMw9.0と修正した。震源域の長さは約500 km、幅は約200 kmに及び、宮城県沖の震源付近に地震モーメントの大半が開放された約50 m以上に及ぶ超大すべり域が推定されている。

噴火の誘発[編集]

宝永噴火口と宝永山
チリ地震後に噴火したコルドン・カウジェ火山

20世紀に地球上で発生したMw9クラスの巨大地震および2004年スマトラ沖地震等は何れも地震後数年以内に近隣の複数の火山の噴火を誘発しているとの見方がある[72][73][74]。

一方で、超巨大地震の後に噴火が誘発されたと思われるケースもあるが、地震の有無と関係なく通常期に活発な火山もあり地震直後に噴火を誘発したとは結論できないものもあるという見方もある[75]。また、必ずしも震源域に近い火山活動が活発化するわけでもなく、これは地震による直接的な応力変化では無く、地震動が長時間火山体を揺らすことによる影響も考えられるとされる。宝永噴火やベズイミアニ山の様に大規模な噴火が誘発されたと思われる事例もあるが、これらの大噴火には900 - 1200年程度の時間間隔が存在し噴火のエネルギーが充分に蓄えられ、地震により誘発された噴火が大規模に発展したとの見方もある[76]。

684年白鳳地震
869年貞観地震 [注 2]
1707年宝永地震
1952年カムチャツカ地震
  • 1日後：カルビンスキー山（VEI：5）
  • 8日後：タオ・ルシィル山（VEI：3）
  • 31日後：マールイセミャチック山（VEI：3）
  • 1年9か月後：サリチェフ山（VEI：2）
  • 2年11か月後：ベズイミアニ山（VEI：5）
1957年アリューシャン地震
  • 2日後：ヴィゼヴェドフ山（VEI：2）
  • 1年5か月後：オクモク山（VEI：3）
1960年チリ地震
  • 2日後：コルドン・カウジェ火山（VEI：3）
  • 49日後：ベテロア山（VEI：1)
  • 54日後：トゥプンガティト山（VEI：2）
  • 7か月後：カルゴフ山（VEI：3）
1964年アラスカ地震
2004年スマトラ沖地震
2010年チリ・マウレ地震
  • 1年3か月後：コルドン・カウジェ火山（VEI：3）
  • 1年6か月後：ペテロア山

地軸への影響[編集]

超巨大地震による地形の変形により極運動が励起され、地軸がずれることが知られる[78]。

1957年から1967年の間に観測されたChandler運動（周期約14か月の極運動）のうち、1960年の観測結果からチリ地震発生によって地軸の年周運動に不連続が認められた[79]。

地球に弾性球の変形が生じた場合、Chandler運動に変化が生じると予測されるが、たとえ1960年チリ地震であってもその変形量ではChandler運動を励起するには全く不十分であるとされていた。しかし、1964年アラスカ地震において、震源域から約5000 kmも離れたハワイ諸島においても10-8程度の永久歪が観測され、このような微小な地殻変動であっても全地球にわたって積分すればChandler運動を励起する可能性があるとされた[80]。

地軸がずれた結果、地震の前後で地球の自転周期がわずかに変化し、2004年スマトラ沖地震、2010年チリ・マウレ地震、2011年東北地方太平洋沖地震では、いずれもマイクロ秒オーダー (10-6s) で自転周期が速くなったという観測結果もある[81][82]。

起こり得る最大規模の地震[編集]

観測史上最大級の地震は1960年チリ地震Mw9.5であり、地質調査からもこれ以上の規模の地震が発生した証拠は見出されていないが、松澤暢 (2012)、および蓬田清 (2013) らは、世界各地の沈み込み帯について検討し、最大Mw10程度の超巨大地震は起こり得るとした[83]。M10の地震が起ったと仮定したならば何が生じるかを知ることも必要としているが、これは極めて荒い推定に過ぎず学問的には極めて稚拙なレベルの話としている[83]。

蓬田清 (2013) は、沈み込み帯におけるプレート間の地震性滑りは深さ60 km付近を限度としてそれより深いところではスラブ内地震に限定されるとし、震源域の幅は最大でも300 km程度が最大限であり、断層の長さは1500 km、滑り幅が100 m前後ならばMw10も可能と考えられ、1960年チリ地震および2010年チリ・マウレ地震の震源域を包括するような沈み込み帯が候補に挙がるとした[32]。しかし、実際には1960年の地震は震源から南側へしか断層破壊は起こらず、50年後に発生した2010年の地震とは連動のイメージから程遠い形で発生したため、少なくともこの地域でこの規模を超える地震は数百年は発生しないとされる[32]。

脚注[編集]

[脚注の使い方]

注釈[編集]

  1. ^ 大円の最も遠回りの地表面を伝わった表面波。測地線、円を参照。
  2. ^ 関連は不明であるが、この地震の5年前（864年）には、富士山の貞観大噴火が発生している[77]。

出典[編集]

  1. ^ a b c d 小山順二, 都筑基博, 蓬田清, 吉澤和範「2011年東北沖超巨大地震が明らかにした超巨大地震の多様性」『北海道大学地球物理学研究報告』第76巻、北海道大学大学院理学研究院、2013年3月、129-146頁、CRID 1390572174747761280、doi:10.14943/gbhu.76.129、hdl:2115/52306、ISSN 04393503。 
  2. ^ a b 木村政昭『超巨大地震は連鎖する』角川学芸出版、2012年 ISBN 978-4046214904
  3. ^ a b 神沼克伊 『次の超巨大地震はどこか?』 サイエンス・アイ新書、2011年
  4. ^ 島崎邦彦(2007): 日本の巨大地震と超巨大地震 (PDF) , 第57回 東レ科学振興会科学講演会記録。
  5. ^ a b c 鎌滝孝信「1960年チリ地震震源域でくり返し生じた過去の巨大地震」（PDF）『歴史地震』第21号、東京 : 東京大学地震研究所、2006年、87-91頁、CRID 1520572359719826688、ISSN 13499890、国立国会図書館書誌ID:8620914。 
  6. ^ 都司嘉宣(2007) (PDF) 都司嘉宣、行谷佑一(2007)：連動型巨大地震としての宝永地震(1707)、日本地球惑星科学連合2007年大会、T235、010. 11-10-26
  7. ^ 有吉慶介, 松澤暢, 矢部康男, 加藤尚之, 日野亮太, 長谷川昭, 金田義行「東北地方太平洋沖地震・スマトラ島沖地震における連動型地震の考察」『JAMSTEC Report of Research and Development』第13巻、海洋研究開発機構、2011年、17-33頁、CRID 1390001205317313408、doi:10.5918/jamstecr.13.17、ISSN 1880-1153。 
  8. ^ a b 都司嘉宣(2005) 都司嘉宣：2004年インドネシア・スマトラ島西方沖地震津波の教訓、公開講義
  9. ^ McCaffrey, Robert (03 2008). “Global frequency of magnitude 9 earthquakes”. Geology 36 (3): 263-266. doi:10.1130/G24402A.1. ISSN 0091-7613. https://doi.org/10.1130/G24402A.1. 
  10. ^ Ammon2011 Ammon C. J., R.C. Aster, T. Lay and D. W. Simpson(2011)：The Tohoku earthquake and a 110-year spatiotemporal record of global seismic strain release, Abstract of 2011 SSA Meeting, Seismol. Res. Lett., 82(3).[リンク切れ]
    Ammon, CJ and Aster, RC and Lay, T and Simpson, DW (2011). “The Tohoku earthquake and a 110-year spatiotemporal record of global seismic strain release”. Seismological Research Letters 82: 455. doi:10.1785/gssrl.82.3.451. https://pubs.geoscienceworld.org/ssa/srl/article-abstract/82/3/451/143827/SSA-2011-Late-Abstracts-of-the-Annual-Meeting?redirectedFrom=fulltext.  (Paid subscription required要購読契約)
  11. ^ Bufe2011 Bufe, C. G. and D. M. Perkins(2011)：The 2011 Tohoku earthquake: resumption of temporal clustering of Earth's megaquakes, Abstract of 2011 SSA Meeting, Seismol. Res. Lett., 82(3).[リンク切れ]
  12. ^ Michael, Andrew J. (2011). “Random variability explains apparent global clustering of large earthquakes”. Geophysical Research Letters 38 (21). doi:10.1029/2011GL049443. https://doi.org/10.1029/2011GL049443. 
  13. ^ 平原和朗(2012) (PDF) 平原和朗、澁谷拓郎(2012)：2011年東北地方太平洋沖地震 Mw9.0：概要 自然災害科学 J. JSNDS 31-1 3-22, NAID 40020876642
  14. ^ Koyama, J. and N. Shimada, 1985, "Physical basis of earthquake magnitudes: An extreme value of seismic amplitudes from incoherent fracture of random fault patches, Phys. Earth Planet. Inter., 40, 301-308., doi:10.1016/0031-9201(85)90039-1
  15. ^ a b c d e f Kanamori, Hiroo (1977). “The energy release in great earthquakes”. Journal of geophysical research (Wiley Online Library) 82 (20): 2981-2987. doi:10.1029/JB082i020p02981. https://doi.org/10.1029/JB082i020p02981. 
  16. ^ Uyeda, Seiya; Kanamori, Hiroo (1979). “Back-arc opening and the mode of subduction”. Journal of Geophysical Research: Solid Earth (Wiley Online Library) 84 (B3): 1049-1061. doi:10.1029/JB084iB03p01049. https://doi.org/10.1029/JB084iB03p01049. 
  17. ^ a b c d T.レイ・T.C.ウォレス(2002), p592-603, p639-664.
  18. ^ Heuret, Arnauld; Lallemand, Serge; Funiciello, Francesca; Piromallo, Claudia; Faccenna, Claudio (2011). “Physical characteristics of subduction interface type seismogenic zones revisited”. Geochemistry, Geophysics, Geosystems (Wiley Online Library) 12 (1). doi:10.1029/2010GC003230. https://doi.org/10.1029/2010GC003230. 
  19. ^ Larry Ruff; Hiroo Kanamori (1980). “Seismicity and the subduction process”. Physics of the Earth and Planetary Interiors 23 (3): 240-252. doi:10.1016/0031-9201(80)90117-X. ISSN 0031-9201. https://doi.org/10.1016/0031-9201(80)90117-X. 
  20. ^ a b Lay, T(1982) (PDF) Lay, T., H. Kanamori and L. Ruff, 1982. The asperity model and the nature of large subduction zone earthquakes, Earthq. Predic. Res., 1, 3-71.
  21. ^ Stein, Seth; Okal, Emile A (2007). “Ultralong period seismic study of the December 2004 Indian Ocean earthquake and implications for regional tectonics and the subduction process”. Bulletin of the Seismological Society of America (Seismological Society of America) 97 (1A): S279-S295. doi:10.1785/0120050617. https://doi.org/10.1785/0120050617. 
  22. ^ 大木・纐纈(2011), p122-130.
  23. ^ Scholz and Campos, 2012, "The seismic coupling of subduction zones revisited"., Journal of Geophysical Research: Solid Earth, Vol.117, B05310., doi:10.1029/2011JB009003
  24. ^ 西村卓也(2013): 12-2 GPS連続観測に基づく日本列島周辺のすべり欠損分布 (PDF) (地理院), 地震予知連絡会会報, 第89巻, 453-456.<コメント：文献タイトルと巻号情報が一致しません>
    地理院「12-2 GPS連続観測に基づく日本列島周辺のすべり欠損分布(国土地理院)」『地震予知連絡会会報』第83号、国土地理院、2010年2月、550-582頁、NDLJP:12153301。 
  25. ^ Bilek, Susan L. (2010-05). “The role of subduction erosion on seismicity”. Geology 38 (5): 479-480. doi:10.1130/focus052010.1. ISSN 0091-7613. https://doi.org/10.1130/focus052010.1. 
  26. ^ 橋本善孝：近年の巨大地震と東北地方太平洋沖地震 高知大学[リンク切れ]
  27. ^ 東京大学大学院 井出哲「地震がたくさん起こる地域が危険なのか?」
  28. ^ Satoshi Ide(2013), "The proportionality between relative plate velocity and seismicity in subduction zones", Nature Geoscience volume 6, pages 780–784 (2013)
  29. ^ Satoshi Ide, Annemarie Baltay, Gregory C. Beroza.(19 May 2011) "Shallow Dynamic Overshoot and Energetic Deep Rupture in the 2011 Mw 9.0 Tohoku-Oki Earthquake Science (Express)"., doi:10.1126/science.1207020
  30. ^ 井出哲(2011)：東北沖地震の二面性 -浅部のすべり過ぎと深部の高周波震動- 東京大学 大学院理学系研究科[リンク切れ]
  31. ^ 古村孝志(2012) (PDF) 古村孝志(2012)：東北地方太平洋沖地震から考える東海・東南海・南海地震の再評価、地震本部政策委員会総合部会
  32. ^ a b c 蓬田清「M10 地震の発生条件：2011年東北沖地震の新しい知見から」『北海道大学地球物理学研究報告』第76巻、北海道大学大学院理学研究院、2013年3月、111-128頁、CRID 1390853649724435712、doi:10.14943/gbhu.76.111、hdl:2115/52305、ISSN 04393503。 
  33. ^ 小山順二(2013) (PDF) 小山順二、吉澤和範、蓬田清、都築基博(2013)：2011年東北沖巨大地震が明らかにしたさまざまな巨大地震の発生過程[リンク切れ]
    小山順二, 都筑基博, 蓬田清, 吉澤和範「2011年東北沖超巨大地震が明らかにした超巨大地震の多様性」『北海道大学地球物理学研究報告』第76巻、北海道大学大学院理学研究院、2013年、129-146頁、doi:10.14943/gbhu.76.129、hdl:2115/52306。 
  34. ^ Global CMT Catalog Search Global CMT Project Moment Tensor Solution
  35. ^ 佐藤良輔 『日本の地震断層パラメーター・ハンドブック』、鹿島出版会、1989年
  36. ^ 七山太、重野聖之、添田雄二 ほか、北海道東部、十勝海岸南部地域における17世紀の津波痕跡とその遡上規模の評価 産業技術総合研究所 活断層・古地震研究報告、2003年 第3号
  37. ^ 岡村行信、行谷佑一：17世紀に発生した千島海溝の連動型地震の再検討 (PDF) 産業技術総合研究所 活断層・古地震研究報告 2011年 第11号
  38. ^ a b 宍倉正展(2010) (PDF) 平安の人々が見た巨大津波を再現する-西暦869年貞観津波産業技術総合研究所 活断層・地震研究センター, AFERC NEWS No.16 August 2010, NAID 10030666446
  39. ^ 岡村眞委員提供資料 (PDF) 、南海トラフの巨大地震モデル検討会、第2回会合、2011年
  40. ^ 岡村眞委員提供資料 (PDF) 参考資料1 岡村眞委員提供資料
  41. ^ Jaiswal, RK; Rastogi, BK; Murty, Tad S (2008). “Tsunamigenic sources in the Indian Ocean”. Science of Tsunami Hazards 27 (2): 53. https://www.researchgate.net/publication/38105822_Tsunamigenic_sources_in_the_Indian_Ocean. 
  42. ^ 藤野滋弘「12-10 インド洋における過去の巨大地震・津波」（PDF）『地震予知連絡会会報』第89号、国土地理院、2013年3月、429-431頁、NDLJP:12153307。 
  43. ^ カスケード沈み込み帯における巨大地震の発生履歴の研究史 東京大学地震研究所 (PDF) 地震予知連絡会, 会報, 第89巻, 421-424.
  44. ^ Shennan, Ian, Bruhn, Ronald, and Pflaker, George, 2009, "Multi-segment earthquakes and tsunami potential of the Aleutian megathrust"., Quaternary Science Reviews, 28(1-2), 7-13., doi:10.1016/j.quascirev.2008.09.016
  45. ^ Tatiana K. Pinegina,a Joanne Bourgeois, Lilia I. Bazanova, Ivan V. Melekestsev and Olga A. Braitsevaa, 2003, "A millennial-scale record of Holocene tsunamis on the Kronotskiy Bay coast, Kamchatka, Russia"., Quaternary Research, 59, 36-47., doi:10.1016/S0033-5894(02)00009-1
  46. ^ 橘徹(2011) (PDF) 橘徹(2011)：堆積物から読み解く津波現象、平成23年度中国地方建設技術開発交流会
  47. ^ 松岡裕美(2007) (PDF) 松岡裕美、岡村眞、岡本直也、中野大智、千田昇、島崎邦彦(2007)：津波堆積物に記録された南海地震の繰り返し間隔、日本地球惑星科学連合2007年大会予稿集、S141-P037.
  48. ^ 行谷佑一(2012) (PDF) 行谷佑一、佐竹健治、藤井雄士郎、山木滋(2012)：［講演要旨］西暦869年貞観地震津波と2011年地震津波の波源の比較、歴史地震、No.27、pp69.
  49. ^ a b c d Okal, E.A.; Borrero J.C. and Synolakis C.E.(2006), "Evaluation of Tsunami Risk from Regional Earthquakes at Pisco, Peru". Bulletin of the Seismological Society of America 96(5)：1634-1648., doi:10.1785/0120050158
  50. ^ USGS Professional Paper 1707 (PDF) The Orphan Tsunami of 1700-Japanese Clues to a Parent Earthquake in North America
  51. ^ Yuzo Ishikawa(2012)：Re-evaluation of Mwof the 1707 Hoei earthquake (PDF)
  52. ^ 相田勇「東海道沖におこった歴史津波の数値実験」『東京大學地震研究所彙報』第56巻第2号、東京大学地震研究所、1981年9月、367-390頁、CRID 1390009226061265152、doi:10.15083/0000033029、hdl:2261/12810、ISSN 0040-8972。 
  53. ^ 相田勇「南海道沖の津波の数値実験」『東京大學地震研究所彙報』第56巻第4号、東京大学地震研究所、1982年3月、713-730頁、CRID 1390290701022326784、doi:10.15083/0000033010、hdl:2261/12828、ISSN 0040-8972。 
  54. ^ 石川有三（産総研）：1707年宝永地震の規模の再評価、日本地震学会2011年秋季大会講演予稿集、D11-09.
  55. ^ a b c d e 渡辺偉夫 『日本被害津波総覧』 東京大学出版会、1998年
  56. ^ 北海道大学大学院(2008) (PDF) 根室沖等の地震に関する調査研究
  57. ^ O’Phelan Godoy, Scarlett: La moda francesa y el terremoto de Lima de 1746, Bulletin de l’Institut Français d’Études Andines / 2007, 36 (1): 19-38
  58. ^ プリード ネルソン(2012), 中央アンデス・ペルーの超巨大地震の破壊シナリオおよびリマー市の強震動予測, 日本地震学会・2012年度 秋季大会
  59. ^ Gibraltar Arc seismogenic zone（part 2） : Constraints on a shallow east dipping fault plane source for the 1755 Lisbon earthquake provided by tsunami modeling and seismic intensity., Volume 426, Issues 1–2, 30 October 2006, Pages 153-166, doi:10.1016/j.tecto.2006.02.025
  60. ^ Natawidjaja(2006) Natawidjaja, D. H., K. Sieh, M. Chlieh, J. Galetzka, B. W. Suwargadi, H. Cheng, R. L. Edwards, J.-P. Avouac, and S. N. Ward (2006), Source parameters of the great Sumatran megathrust earthquakes of 1797 and 1833 inferred from coral microatolls, J. Geophys. Res., 111, B06403.
  61. ^ a b DEFINING TSUNAMI SOURCES (PDF) Review of Tsunami Hazard and Risk in New Zealand. Institute of Geological & Nuclear Sciences Limited
  62. ^ Johnson(1999) Johnson, J.M., and K. Satake, Asperity distribution of the 1952 great Kamchatka earthquake and its relation to future earthquake potential in Kamchatka, Pure Appl. Geophys., 154, 541-55, 1999.
  63. ^ Johnson, J.M., Y. Tanioka, L.J. Ruff, K. Sataki, H. Kanamori, and L.R. Sykes, 1994. "The 1957 great Aleutian earthquake"., Pure Appl. Geophys., 142, 3-28.
  64. ^ Plafker(1970) Plafker, G. and Savage, J. C.(1970)：Mechanism of the Chilean earthquakes of May 21 and 22, 1960, Geol. Soc. Am. Bull., 81, 1001-1030., doi:10.1029/EO050i005p00402-03
  65. ^ Sergio E. Barrientos and; Steven N. Ward(1990)："The 1960 Chile earthquake: inversion for slip distribution from surface deformation.", Geophysical Journal International, vol.103, p589-598., doi:10.1111/j.1365-246X.1990.tb05673.x
  66. ^ Yushiro Fujii, Kenji Satake(2013)："Slip Distribution and Seismic Moment of the 2010 and 1960 Chilean Earthquakes Inferred from Tsunami Waveforms and Coastal Geodetic Data"., Pure and Applied Geophysics, Volume170, Issue9-10, pp1493-1509.
  67. ^ Johnson, J.M., K. Satake, S.R. Holdahl, and J. Sauber(1996): "The 1964 Prince William Sound earthquake: Joint inversion of tsunami and geodetic data"., J. Geophys. Res., 101, 523-532.
  68. ^ a b Northwestern University (PDF) Seth Stein and Emile Okal: Ultra-long period seismic moment of the great December 26, 2004 Sumatra earthquake and implications for the slip process
  69. ^ a b Global Centroid-Moment-Tensor (CMT) Project
  70. ^ 八木勇治：筑波大学 The 2011 Tohoku-oki Earthquake (Ver. 4)
  71. ^ NOAA Global Historical Tsunami Events and Runups, Tsunami Events Search
  72. ^ 藤井敏嗣, 大地震は火山噴火を誘発する!?, NHK そなえる 防災
  73. ^ 藤井敏嗣、Newton、2013年2月号、ニュートンプレス
  74. ^ 鵜川元雄(2013): 大地震と噴火の連動性について (PDF) ，55，13-25.
  75. ^ 横浜地球物理学研究所, 過去の超巨大地震は必ず噴火を誘発した、というのは本当か?
  76. ^ 小山順二(2015) 小山順二(2015)：巨大地震は火山の大噴火を励起するか?、北海道大学地球物理学研究報告、78、53-68., hdl:2115/58249
  77. ^ “貞観と宝永、平安時代と江戸時代の前例から推理する「地震と噴火の周期」”. 藤岡 換太郎. 2023年7月25日閲覧。
  78. ^ 小林裕太、日置幸介、「最近の大地震による極運動の励起について」 測地学会誌 2012年 58巻 2号 p.89-93, doi:10.11366/sokuchi.58.89
  79. ^ Smylie, D. E.; Mansinha, L. (1968-12-15). “Earthquakes and the observed motion of the rotation pole”. Journal of Geophysical Research (American Geophysical Union) 73 (24): 7661-7673. doi:10.1029/JB073i024p07661. 
  80. ^ 金森(1991), p158#阿部勝征「極運動と大地震」
  81. ^ “Japan Quake May Have Shortened Earth Days, Moved Axis”. NASA. (2011年3月14日). https://www.jpl.nasa.gov/news/news.php?release=2011-080 2018年9月16日閲覧。 
  82. ^ “Chilean Quake May Have Shortened Earth Days”. NASA. (2010年3月1日). http://www.nasa.gov/topics/earth/features/earth-20100301.html 2018年9月16日閲覧。 
  83. ^ a b 松澤暢(2012) (PDF) 松澤暢(2012)：最大地震について What is the largest earthquake we should prepare for?、地震予知連絡会会報, 第89巻, 446-449.

参考文献[編集]

  • 阿部勝征ほか 著、佐藤良輔編著 編『日本の地震断層パラメーター・ハンドブック』鹿島出版会、1989年3月25日。ISBN 978-4-3060-3232-3。 
  • 神沼克伊『次の超巨大地震はどこか?』サイエンス・アイ新書、2011年11月。ISBN 978-4797366099。 
  • 金森博雄『岩波地球科学選書 地震の物理』岩波書店、1991年9月。ISBN 978-4000078320。 
  • 木村政昭『超巨大地震は連鎖する』角川学芸出版、2012年8月。ISBN 978-4046214904。 
  • 大木聖子、纐纈一起『超巨大地震に迫る- 日本列島で何が起きているのか』NHK出版新書、2011年6月。ISBN 978-4-14-088352-5。 
  • T.レイ・T.C.ウォレス、柳谷俊訳『地震学 下巻』古今書院、2002年5月。ISBN 978-4-772-23016-2。 
  • 渡辺偉夫『日本被害津波総覧』東京大学出版会、1998年2月。ISBN 978-4-13-061113-8。 

関連項目[編集]

要素
マグニチュード
震度
種類
地震性すべり
非地震性すべり
メカニズム
観測
地震観測網
調査
被害
対策
地震の一覧
各国の地震一覧
予知・予測
地震学
関係機関
地球以外の地震
「https://ja.wikipedia.org/w/index.php?title=超巨大地震&oldid=100115932」から取得