地震
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クルアーンのスーラについては「地震 (クルアーン)」をご覧ください。

地震(じしん、: earthquake)という語句は、以下の2つの意味で用いられる[1]
地震学における定義: 地球表面を構成している岩盤(地殻)の内部で、固く密着している岩石同士が、断層と呼ばれる破壊面を境目にして、急激にずれ動くこと。これによって大きな地面の振動が生じこれを地震動(じしんどう)という[2]

大地のゆれ: 地震動のことで一般的にはこちらも「地震」と呼ばれる[2]。「地震」(なゐふる)という語句は『日本書紀』にも見え、その他古文書の記録にも登場するが、これらは今日の地震学における地震動のことであり、また「大地震」、「小地震」などと共に震度の程度を表すものでもあった[3]

地震を対象とした学問地震学という。地震学は地球物理学の一分野であり、構造地質学と密接に関わっている。


目次

1 概要

1.1 地震の大きさ

1.2 地震活動

1.3 地震による災害


2 メカニズム

2.1 地震発生のきっかけ


3 地震の規模と揺れの指標

3.1 マグニチュード

3.2 震度

3.3 物理量


4 地震の原因と種類

4.1 プレート間地震

4.2 内陸地殻内地震

4.3 海洋プレート内地震

4.4 火山性地震

4.5 その他

4.5.1 人為的・外部的要因による誘発地震

4.5.2 地震以外の発震現象



5 地震の原因論とメカニズム論の展開

5.1 神話など

5.2 科学的探究


6 地震動・地震波と揺れ

7 主な地震帯と地震の頻度

7.1 主な活断層・海溝

7.2 地震の周期性


8 地震による被害と対策

8.1 震災

8.2 地震による主な被害

8.3 救助と救援・復興

8.4 地震発生後の対策

8.5 地震発生前の対策


9 過去に発生した地震

10 観測

11 地震予知

12 地球以外での「地震」

13 その他

14 脚注

14.1 注釈

14.2 出典


15 参考文献

16 関連項目

17 外部リンク


概要兵庫県南部地震阪神・淡路大震災)によって発生した野島断層。地震の震源となった断層のずれが波及して「地表地震断層」として現れたものである。激しい揺れを起こした断層本体(震源断層、起震断層)とは別のものであり、また地下に存在する断層のほとんどは地表から観察できないので、防災上注意しなければならない。地震計で観測された地震動のグラフ。

地下の岩盤には様々な要因により(ひずみ)がかかっており、急激な変形によってこれを解消する現象が地震である。地球の内部で起こる地質現象(地質活動)の一種。地震に対して、地殻が非常にゆっくりとずれ動く現象を地殻変動と呼ぶ。

地震によって変形した岩石の断面を断層といい、地下数kmから数十kmの深さにあって地表までは達しないことが多いが、大きな地震の時にはその末端が地表にも現れて地表地震断層となる場合がある。一度断層となった面は強度が低下するため繰り返し地震を引き起こすと考えられている。特にカリフォルニアにあるサンアンドレアス断層は1,000km以上に及ぶ長大なもので繰り返し地震を起こしており、日本の地震学者に地震と断層の結びつきを知らせたことで有名である。日本では兵庫県南部地震野島断層濃尾地震根尾谷断層北伊豆地震丹那断層などが有名。

地震によって生じる振動は高速の地震波となって地中を伝わり、人間が生活している地表でも地震動として感じられる。

地震波はの一種であり、地中を伝わる波(実体波)と地表を伝わる波(表面波)に大別される。実体波はさらに、速度が速いP波(たて波、疎密波)と、速度が遅いS波(横波、ねじれ波)に分けられる[注 1]

地震のはじめに感じられることが多い細かい震動(初期微動)はP波、地震の激しい震動(主要動)は主にS波による。P波とS波は伝わる速度が違うので、P波とS波の到達時間の差である初期微動の時間[注 2]震央と観測地点との間の距離に比例する。初期微動が長いほど震源は遠い。初期微動が長くかつ主要動が大きい場合は、震源が遠いにも関わらず振幅が大きいので、大地震の可能性が考えられる。また、P波はS波よりも速いので、P波を検知したときに警報を出せば被害が軽減できることから、緊急地震速報「Jアラーム」や緊急停止システム[注 3]で応用されている。

地下で断層が動いた時、最初に動いた地点を震源と呼び、地上における震源の真上の地点を震央と呼ぶ。テレビや新聞などで一般的に使用される震源は震央の位置を示している。震源が動いた後もまわりに面状にずれが生じ、震源域と呼ばれるずれた部分全体が地震波を発する。

地震波の速度はほぼ一定であり上記のように異種の波がある性質を利用して[注 4]地震計で地震波を観測することにより、1地点以上の観測で観測地点から震央までの距離[注 5]、2地点以上の観測で震央の位置、3地点以上の観測で震源の深さを求めることができる。この算出式は大森房吉が1899年に発表したので、「(震源の)大森公式」と呼ばれている。このほかに地震を含めた地下の諸現象の解明や、核実験の監視などに有用であることから世界的に地震観測網が整備されている。日本は地震災害が多いことから地震計や震度計が数千か所の規模で高密度に設置され、気象庁による迅速な地震情報発表や緊急地震速報などに活用されている。

なお、一つの地震の地震波にはいろいろな周期周波数)の成分が含まれており、その違いによって被害が異なるほか、近隣の地域でも表層地盤の構造や建物の大きさ・形状によって揺れ方が大きく異なることが知られている(詳細は後述参照)。

また地震は、震源の深さによって、浅発地震、稍(やや)深発地震、深発地震の3つに分類される。前者の境界は60kmまたは70kmとされる場合が多く、後者の境界は200kmまたは300kmとされる場合が多いが、統一した定義はない。震源が深い地震は同じ規模の浅い地震に比べて地表での揺れは小さい。ただし、地下構造の影響により震央から離れた地点で大きく揺れる異常震域が現れることがある。

このほかに地震を特徴付けるものとして、発震機構とよばれる断層の動き方(後述)や地震の大きさなどがある。
地震の大きさ

地震の大きさを表現する指標は主に2系統あり、それぞれいくつかの種類がある。Mは指数関数、震度は非線形関数であり、数字の大きさと実際の物理量は比例関係ではない[注 6](詳細は後述参照)。


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出典: フリー百科事典『ウィキペディア(Wikipedia)
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