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地震とは（Earthquakes）

断層（Fault）の形成に伴う振動による波は地震波（Seismic Wave）と呼ばれる。一般に、P波（P-wave、縦波、Longitudinal Wave、Compressional Wave）とS波（S-wave、横波、Transverse Wave、Shear Wave）からなる実体波（Body Wave）と、表面波〔Surface Wave：レイリー波（Rayleigh Wave）とラブ波（Love Wave）〕とからなる。 　地震波による被害が地震被害（Impact of Earthquake）であり、自然災害（Natural Disaster）の中でも最も恐れられている。その地震の強さ（Amount of Seismic Energy）はマグニチュード（Richter Magnitude Scale、Moment MagnitudeScale）で比較され、ある場所でのある地震の影響の強さ（Strength of Earthquake）は震度（Japan Meteorological Agency Seismic Intensity Scale、Seismic Intensity、Degree of Shaking）で比較される。 　地震（Earthquake）はプレート境界（Plate Boundary）部に多いため、日本付近にも多い。沈み込み（Subduction）に伴うプレート型地震はマグニチュードが非常に大きいものが多いため、特に日本列島の太平洋側での発生が警戒されている。 　しかし、地震波はまた地下物質の構造の違いを示すため、地下構造探査（Exploration）等に利用されている。地球の内部構造（Internal Structure）も主に地震波によって明らかにされてきた。

• 地震波については『地圏について』のページを参照。
• 断層は『断層とは』のページを参照。
• プレートテクトニクスは『プレート・テクトニクスとは』のページを参照。
• 地殻変動は『地殻変動とは』のページを参照。
• 干渉SARは『地殻変動とは』のページを参照。
• 火山活動は『火山とは』のページを参照。
• 日本列島については『日本列島』のページを参照。
• 自然災害は『自然災害とは』のページを参照。
• 東日本大震災は『東日本大震災』のページを参照。
• 原子力災害については『放射能汚染』のページを参照。

地震計

【2011】

• （独）防災科学技術研究所（HP/2011/5）による『地震の基礎知識とその観測』の『9.1 地震計の原理』から
  

  図9.2　3成分の地震観測 （独）防災科学技術研究所（HP/2011/5）による『地震の基礎知識とその観測』の『9.1 地震計の原理』から

余震

【2011】

• ウィキペディア（HP/2011/3）による『余震』から（一部補筆）
  

  地震

  要素	パラメータ	震源/震源域／発震機構
  	規模	マグニチュード／震度階級（気象庁震度階級／MM／MSK／EMS98／烈度）
  種類	（地震性）	前震/本震/余震／群発地震／内陸地殻内／プレート間／海洋プレート内／火山性地震／氷震／人工地震
  	非地震性すべり	定常すべり／スロースリップ／クリープ断層
  メカニズム	（モデル）	断層地震説／弾性反発説／岩漿貫入説
  	（メカニズム）	活構造（断層／褶曲）／プレートテクトニクス／アスペリティ／応力／ひずみ／地震動（初期微動／主要動）／地震波／異常震域
  観測	地震動	地震計
  	変位	測地測量／傾斜計／歪計／SAR／GPS／VLBI
  被害と対策	被害	震災／土砂災害／液状化／海震／津波／過去の地震年表
  	対策	地震工学／耐震/制震/免震／耐震基準／耐震診断／感震計／早期警戒システム（ユレダス／緊急地震速報／SAS）／日本の地震対策
  地震予知		固有地震／地震空白域／地震前駆現象（宏観異常現象／地震雲）
  地震学	（地震学）	地震発生物理学／強震動地震学／地球内部物理学
  	関係機関	気象庁（松代地震センター／精密地震観測室）／防災科研／東大地震研／USGS／EMSC／CSA／ISS／ITIC／IRIS／IASPEI
  地球以外の地震		月震／日震／その他
  関連カテゴリ		地震／地震学／地震学者／断層／津波／震度階級／地震の歴史

• 気象庁（HP/2011/3）による『余震とは？』から
  

  ■余震の基礎知識 余震とは何ですか？ 　比較的大きな地震が発生すると、その近くで最初の地震より小さな地震が続発します。 　この最初の大きな地震を本震、その後に引き続き起こる地震を余震といいます。 　このような地震活動のパターンを「本震−余震型」といいます。 　震源が浅い大きな地震は、ほとんどの場合、余震を伴います。 （動画略） 　ミニ知識・・・地震活動のパターンには「本震−余震型」の他に、「群発型」があります。「群発型」は、目立って大きな地震はないものの、地震活動が激しくなったり穏やかになったりしながら、長く続くというパターンです。 （図略）（図略） 「新潟県中越地震の本震と余震の分布」の図のPDF版[1.02Mb] 「新潟県中越地震の余震活動の経過」の図のPDF版[148kb] 余震域とは何ですか？ 　余震の起きる場所を余震域といいます。本震発生後から１日程度までの余震域は、本震で破壊された領域（震源域）とおおむね一致しますが、余震域はその後だんだんと広がっていきます。 なぜ余震が発生するのですか？ 　本震の発生により岩石が不安定な状態になり、それを解消するために余震が発生すると考えられています。 余震にはどのような性質がありますか？ 　余震には次のような性質があります。 [1]余震の数は本震直後に多く、時間とともに次第に少なくなっていきます。 10日目に約10分の1に減り、100日目には約100分の1になります。 減衰の仕方は、本震直後は急激ですが、徐々に緩やかになります。 本震から10日後には直後の10分の1ですが、その後10日経過しても、その2分の1にしかなりません。余震がいつまでも続くといった印象を持つのはこのためです。 また、本震のマグニチュードが大きいと、余震が収まるまでの期間が、平均的には長くなります。 [2]規模が大きい余震は少なく、規模が小さい余震は多く発生します。 マグニチュードが1つ大きくなるごとに、余震の起きる割合が約10分の1になります。 [3]最大余震のマグニチュードは、平均してみると本震のマグニチュードより1程度小さくなります。 余震の中で一番大きなものを最大余震といいます。 本震のマグニチュードとあまり変わらない大きなマグニチュードの余震が起きることもあります。また、本震のマグニチュードよりかなり小さくなることもあります。 [4]最大余震は多くの場合、内陸では本震から約3日以内に発生しています。海域ではこれより長く、約10日以内に発生しています。 1995年の兵庫県南部地震では2時間後、2004年の新潟県中越地震では38分後、1994年の三陸はるか沖地震では9.5日後でした。 [5]大きな余震は余震域の端とその周辺で起きやすい傾向があります。 [6]大きな余震による揺れは、場所によっては本震の揺れと同じ程度になることがあります。 1997年3月26日の鹿児島県薩摩地方の地震（マグニチュード6.6）では、4月3日に最大余震（マグニチュード5.7）が発生、同県川内市では、ともに震度５強の揺れとなりました。また、平成15年(2003年)十勝沖地震（マグニチュード8.0）では、約１時間後に最大余震（マグニチュード7.1）が発生、浦河町ではともに震度6弱の揺れとなりました。 （参考文献：「大地震のあと、余震はどうなるか」地震調査研究推進本部）

世界の地震

【2011】

• 東京大学地震研究所（HP/2011/4）による『2011年3月 東北地方太平洋沖地震』から
  

  東京大学地震研究所（HP/2011/4）による『2011年3月 東北地方太平洋沖地震』から

【1996】

• USGS（HP）による『Earthquake Activity』から
  

  〔USGSによるEarthquake Hazards Programの中の『Earthquake Activity』から〕 震源分布。

• Pidwirny（HP）による『CHAPTER 2: Maps, Remote Sensing, and GIS』から
  

  Figure 2f-3: Earthquake events organized according to depth (yellow (shallow) = surface to 25 kilometers below the surface, red (intermediate) = 26 to 75 kilometers below the surface, and black (deep) = 76 to 660 kilometers below the surface). 〔Okanagan University CollegeのDepartment of GeographyのMichael Pidwirny氏によるPhysicalGeography.netの『FUNDAMENTALS OF PHYSICAL GEOGRAPHY』の『CHAPTER 2: Maps, Remote Sensing, and GIS』の中の『(f). Introduction to Geographic Information Systems』から〕

  
  

  Figure 10m-5: Distribution of earthquakes with a magnitude less than 5 on the Richter Scale. Figure 10m-6: Distribution of earthquakes with a magnitude greater than 7 on the Richter Scale. 〔Okanagan University CollegeのDepartment of GeographyのMichael Pidwirny氏によるPhysicalGeography.netの『FUNDAMENTALS OF PHYSICAL GEOGRAPHY』の『CHAPTER 10: Introduction to the Lithosphere』の中の『(m). Earthquakes』から〕

【1995】

• 文部科学省地震調査研究推進本部（HP）による『地震の基礎知識』から
  

  〔文部科学省地震調査研究推進本部の『地震の基礎知識』の中の『地震発生のメカニズムを探る』から〕

【1983】

• 萩原（監修）（1983）による〔『地震の事典』（158p）から〕【見る→】

地震の原因

【1996】

• 安藤（1996）による〔『地震と火山』（2-4p）から〕【見る→】

発震機構

【2011】

• 気象庁（HP/2011/3）による『初動発震機構解とは何か』から
  

  発震機構解とは何か ■発震機構 　地震は、一般的には地下で断層がずれ動いて発生するものです。”発震機構”とは、地震を起こした断層が地下でどのようになっているか（断層がどちらの方向に伸びているか、傾きはどうか）とその断層がどのように動いたかを示すものです。発震機構は地下の断層の状態を表すと同時に、地下で地震を起こす元になった力がどのようであったかも教えてくれます。これは、断層と地下の力の向きがある一定の幾何学的な関係にあることが分かっているからです。 ■初動発震機構解 　地震の発震機構を求める場合によく使われる方法が、地震波のP波の初動を使う方法です。地震波のうち、P波は地下の岩盤の伸び縮みによって伝わる波です。地震の際に断層が下図のようにずれ動いた時、図のように断層のまわりの領域で、岩盤が縮む領域（図の［１］、［３］）と岩盤が伸びる領域（図の［２］、［４］）ができます。そして、それらの領域から出た地震波（P波）が地表面に伝わった時には、それぞれ地震波が伝わり始めた領域（［１］〜［４］）に対応して、地面の最初の動き（初動）が、”縮み”（［１］、［３］から伝わった波）になるか、”伸び”（［２］、［４］から伝わった波）になるかが分かれます。 この性質をP波の初動極性と呼びます。これらの”伸び”、”縮み”は、地表面では、それぞれ、地面が最初に下に動く（"引き"の波）、上に動く（”押し”の波）、ことに対応しますので、”押し”、”引き”と表現されます。 　図２は、2000年10月6日に発生した鳥取県西部地震の際に、各地で観測されたp波の初動の分布を地図上に示したものです。黒丸印は、その場所でP波の上下動の初動が上向き（”押し”の波） だったことを示し、白丸印は逆に、最初に下向きに地面が動いた（”引き”の波）ことを示しています。鳥取県付近にある黒×印は震央を示しています。図から分かるように、震央を中心にして、白黒の分布がきれいに分かれていることがわかります。 　このように、P波の初動の極性の分布が、震源での断層とその運動を反映する性質があることから、逆に各地で観測されるP波の初動の極性分布から、地下の地震の断層のようす（発震機構）を推定することができます。この P波の初動極性から推定された発震機構を、初動発震機構解と呼びます。 図２　2000年10月6日鳥取県西部地震のP波の初動極性分布（黒丸は上向き、白丸は下向きに地面が動いた） ■初動発震機構解の決め方 　観測されたP波の初動から発震機構解を決める方法を簡単に解説します。初動発震機構解を求める場合には、まず震源を中心とする仮想の球（震源球と呼びます）を考えます。そして、震源から初動が観測された地点まで地震波が伝わった経路を計算し、その経路が震源球と交わる場所に、初動の”押し”、”引き”をプロットします。図３はそれを模式的に示したものです。図の右側で、震源から出た地震波が観測点（図では、敦賀と網代を例示）に伝わる経路と、それぞれの観測点での初動（図では、敦賀がUP(押し）、網代がDOWN(引き））を示しています。そして、図の左側の震源球に、それぞれの観測点での初動がプロットされた様子を示しています。 　このように、地表面上の観測点での初動の”押し”、”引き”を地下の震源球上に移した上で、震源球上の”押し”、”引き”の分布をうまく説明する断層面を推定します。地震学の理論では、震源から放射されるP波の初動の極性は、震源球上で二つの直交する面によって分けられることが分かっています。図３の左側では、震源球上の”押し”、”引き”の分布を満たすように、二つの直交する面（図上ではNP1,NP2という曲線）を推定した結果が示されています。 　こうして、P波の初動の解析によって初動の極性を分ける二つの面を推定することができます。推定された面のうちの一方が実際に地震を起こした断層面に対応すると考えられます。しかし、P波の初動の解析だけでは、これらの二つの面のうち、どちらが本当の断層面かを知ることができません。どちらの面が断層面であるかは、余震活動や地殻変動の状況等から推定します。 気象庁（HP/2011/3）による『初動発震機構解とは何か』から

  
  気象庁（HP/2011/3）による『ＣＭＴ解とは何か』から
  

  CMT解とは何か ■CMTとは何か 　CMTとは、セントロイド・モーメント・テンソル(Centroid Moment Tensor)の略で、観測された地震波形を最もよく説明する地震の位置（セントロイド）、規模（モーメント・マグニチュード）、及び発震機構（メカニズム）を同時に求める解析法です。 ■解析の概要 　『断層がどのようにずれたか』『震源から観測点の間の地下構造』がわかれば、地震波形を計算により求めることができます。現在、地下構造はある程度解明されていますので、計算により求めた地震波形と観測された地震波形を比較することにより、断層の位置とずれ方を推定することができます。ＣＭＴ解析では、このことを利用して断層面を求めています。 ■使用するデータと解析可能な地震について 　この解析法は地震波形のうち、主に周期の長い成分を利用します。気象庁では、全国各地に設置されている広帯域地震計（通常の地震計よりも長周期の波形を観測することができる地震計）で観測した波形を解析に使用しています。しかし、一般に地震の規模が小さくなればなるほど長周期の成分が少なくなることから、長周期の波が観測されないような小さな地震にはこの解析法は使えません。そこで、気象庁では日本とその周辺で発生した気象庁マグニチュード5.0以上の地震についてＣＭＴ解析を行っています。（これは目安であり、実際にはM5.0以下でも解析することがあります） ■用語の解説 セントロイド 　地震を起こした断層面の中で、地震動を最も放出した部分を示します。これは、断層が最も大きく動いた部分であると考えていただければよいかと思います。これは気象庁が普段発表している｢震源｣とは意味が異なるものです。震源というのは、断層運動が始まった地点を示したものですので、震源とセントロイドは普通一致しません。 （基礎知識：断層の運動） 　地震は岩盤が断層を境にずれることで発生します。この動きのことを断層運動と呼びます。この断層の大きさが大きいほど規模の大きな地震になります。例えば、M６クラスでは断層の長さは10〜15km程度、M７クラスでは30〜50km程度、M８クラスでは100〜150km程度が大体の目安です。同じ断層面上でも断層運動の様子は決して一様ではありません。すべり量（断層がずれた長さ）が大きい部分もあれば小さい部分もあります。セントロイドとは、このうち最もすべり量が大きかった場所を指していると考えることができます。 地震モーメント 　地震のエネルギー量を表すもので、（断層が動いた距離）×（動いた断層の広さ）に比例します。 モーメントテンソル解 　地震モーメントを、より詳細に表したもの（力が働く面と、力の働く向きにより分解したもの）です。 モーメント・マグニチュード（Mw) 　CMT解析で求められた地震のエネルギーをマグニチュードとして表したものです。これは、気象庁発表のマグニチュード（気象庁マグニチュード，M）と概ね同じような値をとりますが、両者は異なる手法で求められた別のものです。気象庁マグニチュードは周期数秒程度の地震波の振幅を使って計算されるマグニチュードで、建物の被害などと良い相関があります。一方、Mwは周期が数十秒以上の長周期の地震波とその波の形を使って計算されるマグニチュードで、断層運動の規模に関係付けられています。MとMwは、お互いの短所をお互いの長所で補い合う関係にあり、両方をうまく使い分けることが大切です。 （参考：マグニチュード） 　このように、マグニチュードにはいくつかの種類があり、それぞれ計算法が異なります。つまり、一つの地震にマグニチュードは複数存在するのです。大抵の場合、どのマグニチュードも概ね同じような値をとることが多いのですが、それぞれ異なる特徴を持っているので値が少し異なる場合もあります。どれが正しいのか、という問題ではなく、「地震の大きさ」という漠とした概念を数値化するために、いろいろなものさしが提案され、存在しているということです。ただ、これでは混乱を招く恐れがあるので、国としての地震情報におけるマグニチュードは、わが国で最も観測実績のある気象庁マグニチュードを採用しているのです。 非ダブルカップル（D.C.）成分比 　ＣＭＴ解析による押し引きの境界（白と灰色の境界）と、節面（断層面解）のずれを表す数値です。この値が大きいほど、両者のずれが大きくなります。 バリアンスリダクション(ＶＲ） 　ＣＭＴ解析における解の品質を示す指標で、ＣＭＴ解の理論波形と観測波形の一致度を示します。 発震機構解 　CMT解でも初動解と同様に発震機構解が得られ、断層面の候補（２つの面）や圧力軸方向などが推定できます。ただし、初動解が断層面の破壊開始点（震源）における発震機構を示すのに対し、CMTによる発震機構はセントロイド、すなわち断層運動が最も大きかった部分での発震機構を示しています。そのため、両者は似たようなものになることが多いものの、異なる場合もあり得ます。 （基礎知識：断層の運動） 　地震を起こした断層の形状と断層がずれた方向を表すのが、発震機構解です。実際の断層は板のように一様なものではなく、途中でその大きさや方向が変わったりします。このため同じ地震でも、断層運動が始まった場所（＝初動発震機構解）と断層運動が最も大きかった場所（＝ＣＭＴ解）で発震機構解の異なる場合があるのです。 ■参考図書（地震について詳しく知りたい方へ） ｢地震学（第３版）｣宇津徳冶著（共立出版） ｢地震活動総説｣宇津徳冶著（東京大学出版会） 気象庁（HP/2011/3）による『ＣＭＴ解とは何か』から

マグニチュード（および断層パラメータ）

※マグニチュードとエネルギーの大きさの関係から、マグニチュードが1増えるとエネルギーの大きさは約32倍に、2増えると約1000倍になる。つまりマグニチュード7と9は約1000倍異なる。

【2011】

• USGS（HP/2011/3）による『The 03/11/2011 Mw9.0 Tohoku, Japan Earthquake』から
  

  A History Of Large Earthquakes Data: USGS PAGERCAT 1900-2008, USGS-NEIC & gCMT 2008-present Figure courtesy of Charles Ammon, after Ammon et al., SRL, 2010 USGS（HP/2011/3）による『The 03/11/2011 Mw9.0 Tohoku, Japan Earthquake』から

• ウィキペディア（HP/2011/3）による『マグニチュード』から
  

  マグニチュード（magnitude）とは、地震が発するエネルギーの大きさを表した指標値である。和達清夫（1931年）の最大震度と震央までの距離を書き込んだ地図に着想を得て、アメリカの地震学者チャールズ・リヒターが考案した（チャールズ・リヒター（1935年））。マグニチュードは地震のエネルギーの対数と線形関係にあり、マグニチュードが2増えるとエネルギーは1000倍になる。なお、英語圏ではリヒター・スケール（Richter scale）との表記が一般的である。 　地震学ではモーメント・マグニチュード（Mw）が広く使われる。日本では気象庁マグニチュード（Mj）が広く使われる。 　一般に使われる他の各種のマグニチュードでは、概ね8（表面波マグニチュードで8.5、実体波マグニチュードでは7程度）を超えると数値が頭打ち傾向になるため、より正確に地震の規模を表す指標として、モーメント・マグニチュードが考案され、地震学では広く使われている。 （略） モーメント・マグニチュード Mw 　1979年、当時カリフォルニア工科大学の地震学の教授であった金森博雄と彼の学生であったトーマス・ハンクスは、従来のマグニチュードは地震を起こす断層運動のモーメント (Mo) と関係があり、これを使えば大規模な地震でも値が飽和しにくいスケールを定義できるという金森のアイデアをモーメント・マグニチュード (Mw) と名付け、以下のように計算される量として発表した。 　Mw = (log Mo - 9.1 ) / 1.5 　ただし Mo = μ×D×S Sは震源断層面積、Dは平均変位量、μは剛性率である。 モーメント・マグニチュードの最大値は、1960年のチリ地震で、Mw=9.5 であった。 ・断層面の面積（長さ*幅）と、変位の平均量、断層付近の地殻の剛性から算出する、まさに断層運動の規模そのものである。 ・M8を超える巨大地震では、地震の大きさの割りにマグニチュードが大きくならない「頭打ち」と呼ばれる現象が起こる。モーメント・マグニチュードはこれが起こりにくく、巨大地震の規模を物理的に評価するのに適しているとされ、多く使われるようになってきている。 （略） 気象庁マグニチュードMj（2003年9月25日以降） 　変位マグニチュードは、系統的にモーメントマグニチュードとずれることがわかってきたため、差異が小さくなるよう、2003年9月25日からは計算方法を改訂し、合わせて過去の地震についてもマグニチュードの見直しを行った。 変位によるマグニチュード 　Md = 1/2×log(An2+Ae2) +βd(Δ,H) + Cd （An,Aeの単位は10-6 m） ここでβdは、震央距離と震源深度の関数（距離減衰項）であり、Hが小さい場合には坪井の式に整合する。Cdは補正係数。 速度振幅によるマグニチュード 　Mv = α×log（Az）+ βv（Δ,H）+ Cv （Azの単位は10-5 m/s） ここでβvは、Mdと連続しながら、深さ700km、震央距離2,000kmまでを定義した距離減衰項である。Cvは補正係数。 （略） ウィキペディア（HP/2011/3）による『マグニチュード』から

【2010】

• Dutch（HP）による『Faults and Earthquakes』から
  

  There are not too many familiar analogies for very large earthquakes, but very small events overlap the energies of many familiar phenomena.	Magnitude and energy for large earthquakes. Near-surface earthquakes are measured in terms of their surface waves, but deep earthquakes don't produce much surface waves. Deep earthquakes are measured in terms of their P- and S- waves. The two scales are defined to coincide as well as possible for normal deep earthquakes.
  Magnitude and Energy 〔Steven Dutch氏（Natural and Applied Sciences, University of Wisconsin-Green Bay）による『Physical Geology (Earth SC 202) Notes and Visual Aids』の『Faults and Earthquakes』から〕

• IRIS（Incorporated Research Institutions for Seismology）（HP）による『"How Often do Earthquakes Occur?" 』から
  

  〔IRIS（Incorporated Research Institutions for Seismology）の『IRIS Programs』の中の『IRIS Education & Outreach』の『Educational Resources』の『Education & Outreach "One-Pagers"』の『"How Often do Earthquakes Occur?" 』から〕

【2006】

• 川崎（2006）による〔『スロー地震とは何か』（51,53,84p）から〕【見る→】

【1996】

• 平原（1996）による〔『地震と火山』（38-39、49-50p）から〕【見る→】

【1988】

• 阿部（1988）による〔『図説地球科学』（28-33p）から〕【見る→】

【1983】

• 萩原（監修）（1983）による〔『地震の事典』（15-16、45-51p）から〕【見る→】

震度

※震度は体感および周囲の状況から推定されていたが、1996年以降は計測震度計により観測されている。

【2011】

• 内閣府（HP/2011/4）による防災情報のページの中の『我が国の地震対策の概要』から
  

  マグニチュードと震度との関係 注：Molas & Yamazaki(1995)式及び童･山崎(1996)式を用いて、震度･マグニチュード･震源断層面からの距離との平均的な関係を導いた。この図は、地盤の種類は最も揺れの増幅度の大きな埋立地等軟弱地盤を仮定し、震源の深さを0kmとして計算した場合のマグニチュードと震度とのあくまで平均的な関係である。 内閣府（HP/2011/4）による防災情報のページの中の『我が国の地震対策の概要』から

• 気象庁（HP/2011/3）による『震度について』から
  

  ■震度の階級 １．震度は「計測震度計」によって測定しています 　かつて、震度は体感および周囲の状況から推定していましたが、平成８年（1996年）４月以降は、計測震度計により自動的に観測し速報しています。 　気象庁が発表する震度は、気象庁、地方公共団体及び（独）防災科学技術研究所が全国各地に設置した震度観測点で観測した震度です。 　震度の算出方法 ２．震度階級 　気象庁の震度階級は「震度０」「震度１」「震度２」「震度３」「震度４」「震度５弱」「震度５強」「震度６弱」「震度６強」「震度７」の１０階級となっています。 （一部略） 　「震度と揺れ等の状況（概要）」[PDF形式:3.2MB]（上記画像のPDFファイルです） ３．「気象庁震度階級関連解説表」 　「気象庁震度階級関連解説表」は、ある震度が観測された場合、その周辺で実際にどのような現象や被害が発生するかを示すものです。 　「気象庁震度階級関連解説表」 （以下　略） 気象庁（HP/2011/3）による『震度について』から

  
  気象庁（HP/2011/3）による『気象庁震度階級関連解説表』から
  

  気象庁震度階級関連解説表 気象庁は、平成21年3月31日より改定した「気象庁震度階級関連解説表」の運用を開始しました。 ■目次 使用にあたっての留意事項 人の体感・行動、屋内の状況、屋外の状況 木造建物（住宅）の状況 鉄筋コンクリート造建物の状況 地盤・斜面等の状況 ライフライン・インフラ等への影響 大規模構造物への影響 PDF形式ファイル （略） ■人の体感・行動、屋内の状況、屋外の状況 震度 階級 人の体感・行動 屋内の状況 屋外の状況 ０ 人は揺れを感じないが、地震計には記録される。 − − １ 屋内で静かにしている人の中には、揺れをわずかに感じる人がいる。 − − ２ 屋内で静かにしている人の大半が、揺れを感じる。眠っている人の中には、目を覚ます人もいる｡ 電灯などのつり下げ物が、わずかに揺れる。 − ３ 屋内にいる人のほとんどが、揺れを感じる。歩いている人の中には、揺れを感じる人もいる。眠っている人の大半が、目を覚ます。 棚にある食器類が音を立てることがある。 電線が少し揺れる。 ４ ほとんどの人が驚く。歩いている人のほとんどが、揺れを感じる。眠っている人のほとんどが、目を覚ます。 電灯などのつり下げ物は大きく揺れ､棚にある食器類は音を立てる。座りの悪い置物が、倒れることがある。 電線が大きく揺れる。自動車を運転していて、揺れに気付く人がいる。 ５弱 大半の人が、恐怖を覚え、物につかまりたいと感じる。 電灯などのつり下げ物は激しく揺れ､棚にある食器類、書棚の本が落ちることがある。座りの悪い置物の大半が倒れる。固定していない家具が移動することがあり、不安定なものは倒れることがある。 まれに窓ガラスが割れて落ちることがある。電柱が揺れるのがわかる。道路に被害が生じることがある｡ ５強 大半の人が、物につかまらないと歩くことが難しいなど、行動に支障を感じる。 棚にある食器類や書棚の本で、落ちるものが多くなる。テレビが台から落ちることがある。固定していない家具が倒れることがある。 窓ガラスが割れて落ちることがある。補強されていないブロック塀が崩れることがある。据付けが不十分な自動販売機が倒れることがある。自動車の運転が困難となり、停止する車もある。 ６弱 立っていることが困難になる。 固定していない家具の大半が移動し、倒れるものもある｡ドアが開かなくなることがある｡ 壁のタイルや窓ガラスが破損、落下することがある。 ６強 立っていることができず、はわないと動くことができない。揺れにほんろうされ、動くこともできず、飛ばされることもある。 固定していない家具のほとんどが移動し、倒れるものが多くなる。 壁のタイルや窓ガラスが破損、落下する建物が多くなる。補強されていないブロック塀のほとんどが崩れる。 ７ 固定していない家具のほとんどが移動したり倒れたりし、飛ぶこともある｡ 壁のタイルや窓ガラスが破損､落下する建物がさらに多くなる。補強されているブロック塀も破損するものがある。 （略） 気象庁（HP/2011/3）による『気象庁震度階級関連解説表』から

【1996】

• 平原（1996）による〔『地震と火山』（39-40p）から〕【見る→】

ガル

※ガル（ガリレオ・ガリレイの名前から）は加速度の単位であり、１ガル（gal）＝１cm/s²＝0.01 m/s²。

【2011】

• 気象庁（HP/2011/3）による『震度と加速度』から
  

  図３：周期および加速度と震度（理論値）の関係 均一な周期の振動が数秒間継続した場合 図３は均一な揺れが数秒間続くと仮定した時、地震波の周期、加速度と震度との関係を表したものです。実際の地震波はさまざな周期の波が含まれているので、震度７が加速度で何ｇａｌに相当すると言えませんが、仮に周期１秒の波が同じ振幅で数秒間続くとすると、震度７の下限に相当する計測震度6.5以上になるためには、3成分の合成値で約600gal以上の加速度が必要です。これが周期０．１秒の波になると2700gal以上になります。 気象庁（HP/2011/3）による『震度と加速度』から

• 勝俣（2011）による『ガル（Gal）』から　
  

  地震	発生年	マグニチュード	震度	ガル
  東日本大震災	2011	9	7	2933
  ニュージーランド地震	2011	6.3	6強	940
  チリ地震	2010	8.8	不明	550
  新潟県中越地震	2004	6.8	7	1700
  十勝沖地震	2003	8.2	6	87
  阪神大震災	1995	7.3	7	800
  関東大震災	1923	7.9	7	300〜400

• 鹿島（HP/2011/3）による『地震の大きさ』から（抜粋）
  

  震度階級	参考加速度（gal）
  0	0.8 以下
  1	0.8〜2.5
  2	2.5〜8
  3	8〜25
  4	25〜80
  5（弱）	80〜150
  5（強）	150〜270
  6（弱）	270〜480
  6（強）	480〜850
  7	850 以上
  参考加速度は日本建築学会総合耐震安全性小委員会による

活断層

【2010】

• 文部科学省地震調査研究推進本部による『地震の基礎知識』の中の『地震発生のメカニズムを探る』の『（１）日本の活断層分布』から
  

  日本の活断層分布とトレンチ実施点 日本全国には、陸域で約２０００の活断層が確認されています。活断層それぞれの平均的な活動間隔は、千年〜数万年と比較的長い時間ですが、それらの中には歪の限界に近づいたものもあるかもしれません。そのため、発生する地震の規模や活動度が高いと考えられる主な活断層およそ１００か所について、調査が進められています。 〔文部科学省地震調査研究推進本部の『地震の基礎知識』の中の『地震発生のメカニズムを探る』の『（１）日本の活断層分布』から〕

【1983】

• 萩原（監修）（1983）による〔『地震の事典』（141-143p）から〕【見る→】

地震予知

【2010】

• 地震調査研究推進本部地震調査委員会（HP）による『「全国を概観した地震動予測地図」報告書』から
  

  今後３０年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率の分布図 〔地震調査研究推進本部地震調査委員会による『「全国を概観した地震動予測地図」報告書』から〕

【1996】

• 安藤（1996）による〔『地震と火山』（84-88p）から〕【見る→】

【1983】

• 萩原（監修）（1983）による〔『地震の事典』（165-166p）から〕【見る→】

前兆現象

【1983】

• 萩原（監修）（1983）による〔『地震の事典』（185-186p）から〕【見る→】

緊急地震速報

• 地震波については『地震波と地球の内部（前、後）』や『地圏について』のページを参照。

※地震は、地下の岩盤の破壊によって断層が形成された時に発生する地震波によって起こるが、地震波はP（Primary）波（5〜7 km/s程度）とS波（Secondary）波（3〜4 km/s）と表面波（約3 km/s）とからなり、S波や表面波が主要動となることが多い。従って、P波の伝達の時間と強度から主要動の伝達を予想して警報するシステムである。具体的には、数十秒後の予想である。気象庁が2007年10月から本格的に運用を始めた。2011年3月の『東北地方太平洋沖地震』では、特に威力を発揮した。
　『緊急地震速報（警報）』は、法律上の『地震動警報』であり、最大震度5弱以上の揺れが予想されたときに発表され、『緊急地震速報（予報）』は、法律上の『地震動予報』であり、最大震度3以上またはマグニチュード3.5以上と予想されたときに発表される。

【2011】

• 気象庁（HP/2011/4）による『地震情報について』から
  

  気象庁（HP/2011/4）による『地震情報について』から

• 気象庁（HP/2011/3）による『緊急地震速報について』から
  

  緊急地震速報とは、地震の発生直後に、震源に近い地震計でとらえた観測データを解析して震源や地震の規模（マグニチュード）を直ちに推定し、これに基づいて各地での主要動の到達時刻や震度を予測し、可能な限り素早く知らせる地震動の予報及び警報のことです。 気象庁（HP/2011/3）による『緊急地震速報について』から

地震災害

【2011】

• USGS（HP/2011/3）による『Earthquake Lists & Maps』から（抜粋）
  

  死亡者5万人以上の地震（1900年以降のものは背景色黄色、リンクはウィキペディア）

  年月日	場所	死亡者数	マグニチュード	備考
  1556年1月23日	Shaanxi (Shensi)、陝西省　中国	830,000	約8
  1976年7月27日	Tangshan、唐山、中国	255,000	7.5	非公式な死亡者数は655,000
  1138年8月9日	Aleppo、アレッポ　シリア	230,000
  2004年12月26日	Sumatra、スマトラ	227,898	9.1	1900年以後で3番目に大きい地震。主に津波による被害。
  2010年1月12日	Haiti region、ハイチ	222,570	7.0
  856年12月22日	Damghan、ダムガン　イラン	200,000
  1923年9月1日	Kanto (Kwanto)、関東　日本	142,800	7.9
  1948年10月5日	Ashgabat (Ashkhabad)、アシガバート　トルクメニスタン（旧ソ連）	110,000	7.3
  1290年9月27日	Chihli、（河北省）　中国	100,000
  2008年5月12日	Eastern Sichuan、四川省　中国	87,587	7.9
  2005年10月8日	Pakistan、パキスタン	86,000	7.6
  1667年11月	Shemakha, Caucasia、シャマカ　カフカース　（アゼルバイジャン）	80,000
  1727年11月18日	Tabriz、タブリーズ　イラン	77,000
  1908年12月28日	Messina、メッシーナ　イタリア	72,000	7.2
  1970年5月31日	Chimbote、チンボテ　コロンビア	70,000	7.9
  1755年11月1日	Lisbon、リスボン　ポルトガル	70,000	8.7
  1693年1月11日	Sicil、シシリー　イタリア	60,000	7.5
  1268年	Silici、シリシア　小アジア	60,000
  1990年6月20日	Western Iran、イラン	40,000〜50,000	7.4
  1783年2月4日	Calabria、カラブリア　イタリア	50,000

  
  

  Largest Earthquakes in the World Since 1900

  	Location	Date UTC	Magnitude	Lat.	Long.	Reference
  1	Chile	1960 05 22	9.5	-38.29	-73.05	Kanamori, 1977
  2	Prince William Sound, Alaska	1964 03 28	9.2	61.02	-147.65	Kanamori, 1977
  3	Off the West Coast of Northern Sumatra	2004 12 26	9.1	3.30	95.78	Park et al., 2005
  4	Kamchatka	1952 11 04	9.0	52.76	160.06	Kanamori, 1977
  5	Offshore Maule, Chile	2010 02 27	8.8	-35.846	-72.719	PDE
  6	Off the Coast of Ecuador	1906 01 31	8.8	1.0	-81.5	Kanamori, 1977
  7	Rat Islands, Alaska	1965 02 04	8.7	51.21	178.50	Kanamori, 1977
  8	Northern Sumatra, Indonesia	2005 03 28	8.6	2.08	97.01	PDE
  9	Assam - Tibet	1950 08 15	8.6	28.5	96.5	Kanamori, 1977
  10	Andreanof Islands, Alaska	1957 03 09	8.6	51.56	-175.39	Johnson et al., 1994
  11	Southern Sumatra, Indonesia	2007 09 12	8.5	-4.438	101.367	PDE
  12	Banda Sea, Indonesia	1938 02 01	8.5	-5.05	131.62	Okal and Reymond, 2003
  13	Kamchatka	1923 02 03	8.5	54.0	161.0	Kanamori, 1988
  14	Chile-Argentina Border	1922 11 11	8.5	-28.55	-70.50	Kanamori, 1977
  15	Kuril Islands	1963 10 13	8.5	44.9	149.6	Kanamori, 1977
  Updated 2010 March 29

  
  ※UTCは協定世界時（Universal Time, Coordinated）である世界標準時。Lat.は緯度（latitude）であり、南緯に−（マイナス）が付けてある。Long.は経度（longitude）であり、西経に−（マイナス）が付けてある。
• ウィキペディア（HP/2011/3）による『地震の年表』から
  

  被害が大きな地震（一部省略）

  順位	名称	発生日	震源地	死者数	規模 （Mw）	備考
  1	華県地震	1556年1月23日	中国 陝西省	830,000	〜8	液状化により横穴式住居に大被害。
  2	ハイチ地震	2010年1月12日	ハイチ ポルトープランス	316,000	7.0	震災後の集団埋葬のため正確な数は不明。
  3	−	526年5月29日	トルコ アンティオキア	250,000	？
  4	唐山地震	1976年7月28日	中国 河北省	242,419	7.5	非公式ながら死者655,000人とも言われる。Ms7.8。
  5	海原地震	1920年12月16日	中国 寧夏および甘粛省	235,502	7.8	主に地割れや地滑りによる被害。Ms8.5。
  6	−	1138年8月9日	シリア アレッポ	230,000	？
  7	スマトラ島沖地震	2004年12月26日	インドネシア スマトラ島沖	227,898	9.1 - 9.3	地震と津波による死者。死者・行方不明者は28〜29万人とも言われる。
  8	−	856年12月22日	イラン ダムガン	200,000	？
  	洪洞・趙城地震	1303年9月17日	中国 山西省	200,000	8.0
  10	−	893年	インド ウダイプール	180,000	？

  
  

  規模が大きな地震（一部省略）

  順位	名称	発生日	震源地(震源域)	規模 （Mw）
  1	チリ地震	1960年5月22日	チリ西岸	9.5
  	−	1575年12月16日	チリ西岸	9.0〜9.5?
  3	スマトラ島沖地震	2004年12月26日	インドネシア・スマトラ島北西部〜アンダマン諸島	9.1〜9.3*
  4	アラスカ地震	1964年3月28日	アメリカ アラスカ プリンス・ウィリアム湾	9.2
  	カスケード地震	1700年1月26日	アメリカ カリフォルニア北部〜バンクーバー島（カスケード沈み込み帯）	9.0〜9.2?
  6	−	1957年3月9日	アメリカ アラスカ アンドリアノフ諸島南岸	8.6〜9.1*
  	アリカ地震	1868年8月13日	チリ・ペルー西岸	9.1?
  8	カムチャツカ地震	1952年11月4日	ロシア カムチャツカ近海	9.0
  	イキケ地震	1877年5月10日	チリ北部	9.0?
  	−	1586年7月10日	ペルー	9.0?
  注1：*がつくものについては算出されたマグニチュードの値に差があり、最大のものと最小のものを示した。順位は最大のもので算出している。 注2：?がつくものはマグニチュードの値が地質調査等により推定されたもの。?がつかないものは地震波や津波の観測によるもの。

阪神・淡路大震災

【2011】

• 林（HP/2011/7）による『阪神・淡路大震災復興資金と「財団法人阪神・淡路震災復興基金」 の役割』から
  

  阪神・淡路大震災 発生日時 １９９５年１月１７日午前５時４６分 マグニチュード ７．３ 死者 ６，４３４人 負傷者 ４０万人 損壊家屋 ２５万棟 被災家族 ４５万世帯 .避難者 最大３０万人 大震災の経済的被害 直接被害 ９兆９，２６８億円 建物 ５兆８，０００億円 港湾設備 １兆０，０００億円 商工業設備 ６，３００億円 高速道路 ５，５００億円 ガス・電気 ４，２００億円 鉄道 ３，４３９億円 学校等 ３，３５２億円 その他 ８，４７７億円 復興計画の総事業費 総事業費 １６兆３，０００億円 福祉のまちづくり ２兆８，３５０億円 文化豊かな社会づくり ３，７００億円 産業復興 ２兆９，５００億円 都市防災 ３，１５０億円 市街地整備等 ９兆８，３００億円 復興事業費の出所 年度別復興事業費 復興の資金規模 復興費用 ９５年からの５年間に増加した兵庫県GDP（復興のための追加需要）７兆７，０００億円 そのうち７０％は民間部門による（国・県・市の負担は３０％） 義援金総額は１，８６０億円 林（HP/2011/7）による『阪神・淡路大震災復興資金と「財団法人阪神・淡路震災復興基金」 の役割』から

東日本大震災

※2011年3月11日（金）14時46分頃に三陸沖（牡鹿半島の東南東約130km付近）の深さ約24kmで発生したマグニチュード（Mw）9.0の超巨大地震による災害。地震による直接の被害だけでなく、�@津波による大被害、�A原発被災による炉心熔融・水素ガス爆発等に伴う放射性物質放出を主とする原子力災害、�B電力生産施設の破壊に伴う電力供給不足問題、などの付随する諸問題も重なった大災害。

【2011】

• 地震調査研究推進本部（HP/2011/3）による『平成23年（2011年）東北地方太平洋沖地震に関する情報』から
  

  2011年3月11日14時46分頃に三陸沖の深さ約25ｋｍでマグニチュード（Ｍ9.0（暫定値）の地震が発生しました。この地震で、宮城県栗原市で震度7が観測されるともに、各地で津波がされ、大きな被害が発生しています。気象庁はこの地震を「平成23年（2011年）東北地方太平洋沖地震」と命名しました。 地震調査研究推進本部（HP/2011/3）による『平成23年（2011年）東北地方太平洋沖地震に関する情報』から

• 京都大学防災研究所地震予知研究センター（HP/2011/3）による『平成23年（2011年）東北地方太平洋沖地震』から
  

  図１：深さ12.5 kmにおける6地域でのクーロン応力変化．A：北海道・東北・信越地域の逆断層，B：中部地域の横ずれ断層，C：西関東-房総の斜めずれ断層，D：東海地域の逆断層，E：伊豆半島〜伊豆諸島の横ずれ断層，F：太平洋プレート内の正断層．それぞれの地域で不確定性を考慮して複数パターンを計算し，最大値を表示．緑線は活断層分布（活断層研究会，1991），灰色線は地域区分境界を示す． 京都大学防災研究所地震予知研究センター（HP/2011/3）による『平成23年（2011年）東北地方太平洋沖地震』から