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*** プロジェクト・グーテンベルク電子書籍「最近の地震の研究」の開始 ***

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最近の地震に関する研究。

による
チャールズ・デイヴィソン、Sc.D.、FGS

「1896 年 12 月 17 日のヘレフォード地震」の著者。

80点のイラスト付き

ロンドンおよびニューカッスル・アポン・タイン：
ウォルター・スコット出版株式会社
1905

[動詞]

序文。

本書は地震学の教科書とは異なり、地震の現象や分布全般について論じるのではなく、個々の地震について簡潔ながらも詳細な説明を行っている。フーケ教授は著書『大地の震え』の末尾で、1854年から1887年までの主要な地震のいくつかに数章を割いている。また、ライエルの『地質学原理』にも、さらに古い時代の地震を扱った有名な章がある。これらの例外を除けば、同じ分野を扱った著作は他になく、特定の地震を研究したい人は、おそらく数カ国語で書かれた長文の報告書や一連の論文を読むしかない。本書の目的は、研究者のこうした手間を省き、最も注目に値すると思われる事実を提示することである。

日本の地震に関する章は、地理学ジャーナルに掲載された論文から、若干の加筆を加えて転載したものです。編集者には、必要な許可をいただいただけでなく、資料を提供してくださったご厚意にも感謝いたします。[vi]原論文に使われていたブロックの決まり文句を私に使ってください。また、 『Knowledge』誌の編集者は、本書の第9章の基礎として、4年前に発表した論文を使用することを許可してくれました。

チャールズ・デイヴィソン。

バーミンガム、
1905年1月。

[vii]
コンテンツ。

 ページ

第1章
導入 1
第2章
1857年12月16日のナポリ地震 7
第3章
1881年3月4日と1883年7月28日のイスキア地震 45
第4章
1884年12月25日のアンダルシア地震 75
第5章
1886年8月31日のチャールストン地震 102
第6章
1887年2月23日のリビエラ地震 138
[viii]第7章
1891年10月28日の日本の地震 177
第8章
1896年12月17日のヘレフォード地震と1901年9月18日のインヴァネス地震 215
第9章
1897年6月12日のインド地震 262
第10章
結論 321
索引 349

[ix]
図表一覧。

イチジク。 ページ

1. 単振動を説明する図 4
2. ナポリ地震の等震線 9
3. 波の経路と出現角度を示す図 12
4. マレットの震源位置決定法を説明する図 14
5. ポテンツァ大聖堂の平面図 16
6. サポナラ近郊の倒壊した門柱 17
7. 地震時の地球粒子の動きを示すモデル 19
8. 1894年の東京地震で倒れた石灯籠の倒壊方向図 19
9. ナポリ地震の名造地震域 22
10. ナポリ地震の震源域における死亡率の分布 24
11. マレット法による震源深度決定法を説明する図 26
12. ポテンツァ大聖堂の縦断面図 27
13. ナポリ地震の地震鉛直方向の波の経路図 29
14. イスキア島の地質スケッチマップ 47
15. 1881年イスキア地震の等震線 51
16. 1883年のイスキア地震の等震線 59
17. 1883年イスキア地震の地震鉛直方向の波の経路図 62
    [x]18. 焦点深度と強度の減衰率の関係を示す図 68
18. タラメリとメルカリによるアンダルシア地震の等震線 79
19. フーケらによるアンダルシア地震の等震線 81
20. リスボンにおけるアンダルシア地震の磁気記録 83
21. アンダルシア地震の震源の性質 88
22. ショックの性質の変化を示す図 89
23. アンダルシア地震の震源域の構造 100
24. チャールストン地震の等震線 106
25. チャールストンの強度曲線 110
26. ジェドバラのレールのたわみ 113
27. スローンによるチャールストン地震の震源等震線 118
28. ダットンによるチャールストン地震の震源等震線 119
29. チャールストンの停止した振り子時計の振動面 121
30. 震源の深さを決定するダットン法を説明する図 124
31. 欠陥強度領域の起源を説明する図 136
32. リビエラ地震の等震線 144
33. リビエラ地震の名造地震域 148
34. リビエラ地震の衝撃の性質 152
35. モンカリエリの地震記録 155
36. リビエラ地震により磁力計が妨害された観測所の分布 158
37. ニースの潮位計の記録 163
38. ジェノヴァの潮位計の記録 164
39. リビエラにおける地震活動の分布 172
40. 日本の地震の等震線 178
    [xi]42. 日本の地震の震源域の構造 180
41. 名古屋市における転覆者落下方向図 187
42. 日本中部地震の震源地と等震線の平均方向地図 188
43. 日本の地震の名造地震域 190
44. 藤谷付近の断層崖 191
45. みどりの断層崖 192
46. 西帷子付近の断層による田畑区画の変位 193
47. 断層崖によってトバ川がせき止められてできた沼地の地図 194
48. 梅原の断層による樹木の移動 195
49. 岐阜と名古屋における余震の1日あたりの頻度 196
50. 岐阜県における余震の月間発生頻度 197
51. 宇宙における初期衝撃波の分布 202
52. 1891年11月～12月における宇宙の余震の分布 203
53. 1892年1月～2月における宇宙の余震の分布 204
54. 1892年3月～4月における宇宙の余震の分布 205
55. 1892年5月～6月における宇宙の余震の分布 206
56. 1891年11月～1892年12月における宇宙における可聴余震の分布 208
57. 日本の地震の影響を受けた隣接地域の地図 210
58. ヘレフォード地震の等震線と等音響線 216
59. ヘレフォード地震の衝撃の性質 222
60. ヘレフォード地震の震源線 228
61. ヘレフォード地震の小規模地震の地図 239
62. ヘレフォード地震の震源地の地質 241
63. インヴァネス地震の等震線 248
    [12]66. インヴァネス地震を引き起こしたとされる断層変位を示す図 256
64. インヴァネス地震の余震の震源地地図 258
65. インド地震の等震線 263
66. チェラプンジの墓地の墓のセクション 270
67. インド地震の時間曲線 278
68. インドのロッカ・ディ・パパ地震の地震記録 282
69. エディンバラにおけるインド地震の地震記録 283
70. 丘陵麓の沖積層の変位 287
71. チャタックの記念碑のねじれ 294
72. インド地震の震源地 303
73. チェドラン断層の平面図 305
74. カシ丘陵の再三角測量 313
75. スラストプレーンの図 318
76. 1894年東京地震の地震記録 329
77. 遠地起源地震波の主要時代の時間曲線 338

[1]

最近の地震に関する研究。

第1章
導入。

本書では、過去半世紀に発生した重要な地震のうち、いくつかを記述することを目的とする。重要性を判断する基準は、震度だけでなく、地震の研究によって得られた成果の科学的価値に基づいている。この留保を差し引いても、本書に含める地震の数は相当に多い。したがって、地震学者が用いる様々な調査方法を最もよく示していると思われる地震、あるいは現象の特異性、あるいは地震の本質や起源全般に光を当てる点で特に興味深いと思われる地震を選んだ。

このように、ナポリ地震は歴史的観点から興味深いものであり、近代科学的手法を用いて研究された最初の地震である。イスキア地震は、この地震と関連する例として記述されている。[2]火山活動によるものです。アンダルシア地震は、主に非感知地波の検出で、チャールストン地震は二重震源の検出と振動伝播速度の算出で特筆すべきものです。リヴィエラ地震は、過去2回の地震の主要な特徴と、特に海底震源に関連する様々な興味深い現象が組み合わさっています。日本の地震は、その特異な断層崖とそれに続く非常に多くの地震によって他の地震と区別されます。ヘレフォード地震は双子地震の典型的な例であり、音響現象に関する多くの観察結果をもたらしました。一方、インヴァネス地震は、よく知られた断層の成長との関連で重要です。インド大地震は、その擾乱の激しさ、あるいはそれが示す現象の多様性と興味深さ、すなわち表層および深層にわたる地殻の広範な変化、そして地球全体を網羅する非感知地動の追跡という点において、歴史上ほとんど、あるいは全く匹敵するものがありません。

用語と定義。
いくつかの用語は地震を説明する際に非常に頻繁に使用されるため、ここでまとめて参照すると便利です。また、あまり使用されないその他の用語は必要に応じて紹介します。

地震は、地球内部を構成する物質の突然の変位によって引き起こされます。この変位によって一連の波が発生し、それがあらゆる方向に伝播し、 [3]それが地表に到達すると、私たちが地震として知っている感覚を引き起こします。

変位が発生した領域は震源と呼ばれることもありますが、より一般的には震源、あるいは単に震源と呼ばれます。震源の真上にある地球表面の部分は震央と呼ばれます。震源と震源は便宜上、点であるかのように表現されることが多く、その場合、震度が最大であった地域や区域の中心とみなすことができます。これは完全に正確ではありませんが、より正確な定義を試みることは現時点では適切ではありません。

等震線とは、震度が等しかったすべての点を通る曲線です。等震線の任意の点における絶対的な震度を特定できることは稀であり、本書では1例のみを示しています。原則として、震度の強度は、異なる任意の尺度の度数を参照して決定されます。これらの度数は必要に応じて引用します。

単振動を説明する図。
図1.—単振動を説明する図。リストへ

あらゆる強い地震には、その外側の地域とは著しく異なる、はるかに大きな強度と複雑な現象を示す中心地域が存在する。この地域は震源を含むため、震央域と呼ばれることもあるが、より適切な用語として「 中規模地震域」が用いられる。

地震が人間にとって機器の助けなしに知覚できる範囲を、その地震の被震域といいます。同様に、地震音が聞こえる範囲を音域といいます。

大地震は決して単独で起こることはない。それは単に、一連の地震の中で最も顕著な一員に過ぎない。[4]地震は、強度の大小を問わず、主震または地震として知られています。一方、その他の地震は、主地震の前後に発生するかによって、小震または副震、前震または 余震と呼ばれます。音だけが聞こえ、付随する揺れがどこにも感じられない場合は、より正確には 地震と呼ばれますが、便宜上、小震に含められることがよくあります。

最も単純な振動（単振動として知られる）における地盤の動きを図1に示します。記録用地震計の指針は、線ABに直角な線に沿って振動し、記録紙または記録ガラスは左方向に移動すると仮定します。任意の波の波頭Pから線ABまでの距離MPは振動の振幅を表し、距離MPと距離NQの合計は振動範囲を表し、長さABは振動の周期を表します。単振動の場合、振幅と周期から、 地盤の振動粒子の最大速度と最大加速度を計算できます。[1]

ショックの性質を説明するいくつかの用語は以下の通りである。[5]イタリア人とスペイン人の間でも一般的に用いられています。波動性衝撃波は、1つまたは複数の波から成り、ほぼ水平方向に往復運動します。一方、渦状衝撃波は、波動性または渦状衝撃波が異なる方向に交差する動きから成ります。

地震の起源。
地震は、その発生源によって3つのクラスに分類されます。第一クラスは、地下通路における岩盤崩落によって引き起こされる、局所的な微動です。第二クラスは火山性地震です。火山性地震も局所的な性質を持ちますが、擾乱を受けた地域の中心付近ではしばしばかなりの強度となります。第三クラスは、地殻変動に直接関連する地殻変動性地震です 。その強さは、最も弱い揺れから、最も破壊的で広範囲に感じられる揺れまで様々です。本書で解説する地震のうち、イスキア島の地震は第二クラスに属し、その他の地震はすべて第三クラスに属します。

構造性地震が断層の形成と密接に関連していることは、今や疑いの余地なく確立されているように思われる。地震は近年の火山活動の痕跡から遠く離れた場所で発生する。等震線は既知の断層に平行に伸びており、時には断層が互いに直角に交差する同一地域において、このような状況が見られることがある。実際、複数の等震線を注意深く描くと、その形状と相対的な位置から、発生源となる断層の位置を予測することが可能になる。[ 2 ][6]断層の初期形成とその後の拡大は、いくつかの地震の原因となるかもしれないが、はるかに多くの地震はその後の断層の成長によるものである。断層に隣接する岩石の相対的な変位は、数千フィート、時には数マイルにも及ぶことがあるが、これは一つの大きな動きによるものではなく、断層の様々な部分で、長い年月をかけて無数のずれが生じた結果である。断層がずれるたびに、岩石の塊同士が擦れ合うことで、突然、激しい摩擦が生じる。そして、現代の見解によれば、この摩擦が地震波を発生させるのである。

ほとんどの地震では、すべりはかなりの深さ、おそらく1マイルから数マイルも離れた場所で発生し、垂直方向のすべりは非常に小さいため、地表に達する前に消滅します。しかし、本書で解説されている日本とインドの地震のような、ごく少数の激しい地震では、すべりが地表まで継続し、小さな崖や断層崖として地表に残ることがあります。このような場合、地殻の急激な跳ね上がりが大きくなり、振動衝撃の影響が複雑化する可能性があります。

脚注:
[1]振動の振幅をa 、周期を T とすると、最大速度は 2π a ÷ T、最大加速度は 4π² a ÷ T² になります。

[2]ヘレフォード地震とインヴァネス地震については第8章を参照してください。

[7]
第2章目次
1857 年 12 月 16 日のナポリ地震。

半世紀前、地震学はまだ黎明期にありました。ヨーロッパ大陸では、ディジョンのアレクシス・ペリーが、尽きることのない熱意と勤勉さで地震カタログを編纂していました。1846年、ロバート・マレットは、当時固体の波動の法則として知られていた法則を地震現象に適用し、地震の力学に関する回想録を著しました。[3]は新しい科学の礎石とみなされるかもしれない。その後12年間、彼は英国科学協会に有名な報告書を寄稿した。[4]そして地震の観測と研究のための一連の指示書を作成した。[5] 注目すべきは、後者には彼が開発し、8年後にナポリ地震の研究に使用した調査方法の概要が含まれているが、それ以上の概要ではないということである。

マレットが偉大な研究に取り組んだ経緯は、いささか奇妙なものです。当時、地震現象についてこれほど深い知識を持っていた人は他にいませんでした。しかし、その知識は、 [8]実体験に基づく根拠は、もしあったとしても全くなかった。1852年11月9日のイギリス地震で目が覚めた時、彼はその地震学的性質を認識できなかったからだ。この地震は約7万5000平方マイルの地域を揺るがし、王国の四方全てで感じられたにもかかわらず、観測の不足と永続的な記録の欠如が相まって、彼の新しい研究手法を効果的に応用することを妨げた。[6] しかし、彼は彼らの力に揺るぎない自信を持って、より激しい衝撃が起こるのを待っていましたが、1857年の終わり頃に機会が訪れるまで5年が経過しました。

この年のナポリ地震は甚大な被害をもたらした（マレットは規模と激しさでヨーロッパの地震の中で第3位としている）ため、その知らせが外界に届くまでほぼ1週間を要した。彼は時間を無駄にすることなく、王立協会評議会に助成金を申請し、それを得て、翌年の2月初旬、当時のナポリ王国へと向かった。様々な役人への委任状を携えて、彼は中規模地震発生地域の主要な町村を訪れた。そして、悪天候と、つい最近壊滅的な被害を受けた国での移動の困難さにもかかわらず、わずか2ヶ月余りで調査を終えた。これは、最も熱心な研究者、あるいは自然界の最も難解な問題の一つを解明する鍵を握っているという強い思いを抱いていない研究者でなければ、きっと頭を悩ませたであろう仕事であった。

マレットは自身の手法の正確さにほぼ無限の自信を持っていた。彼の素晴らしい報告書は4年後に出版されたが、彼は[9]彼はこれを「観測地震学」の教科書とみなし、ナポリでの研究成果は単なる例証に過ぎないと考えた。しかし、後継者たちは重要性の順序を入れ替え、この二冊の大著を、近年の多くの地震学モノグラフの原型、あるいはインスピレーションの源と位置付けている。

1857 年のナポリ地震の等震線。
図2.—1857年のナポリ地震の等震線。(マレット)リストへ

等震線と擾乱地域。
マレットがほとんどの時間を費やしたメイゾサイスム地域の位置は、図2の1でマークされた小さな楕円形の領域で示され、図9に拡大して示されています。長さ40マイル、幅23マイルです。[10]広い、[7]面積は950平方マイル（約2400平方キロメートル）です。この地域では多くの死者が出ており、ほとんどの町は壊滅的な打撃を受けました。

次の等震線2は、図9にもより明確に示されていますが、依然として多くの死傷者が出た地域を囲んでいます。その範囲は、長さ65マイル、幅47マイル、面積2,240平方マイルです。3番目の等震線には、建物が時折倒壊したものの、軽微な被害を免れたものはなく、実質的に人命被害が出なかった地域が含まれています。この曲線は長さ103マイル、幅82マイルで、面積は6,615平方マイルです。最後に、4番目の等震線は、被災地域の境界を示しています。その範囲は長さ250マイル、幅210マイルで、面積は39,200平方マイル以下です。これは奇妙に小さいと言わざるを得ず、マレットがナポリ地震をヨーロッパの地震の中で規模と70の点で3番目と推定したことを正当化するものではありません。

地震による被害。
しかし、生命と財産への被害という点では、ナポリ地震に匹敵するヨーロッパの地震はそう多くありません。中規模地震地帯の中世の町や村ほど、大きな衝撃に耐えるのに不利な条件が揃っているところは滅多にありません。あらゆる規模の建物の壁は非常に厚く、粗く、層が浅く、粗雑に積み上げられた石積みが一般的で、[11]建物は、しっかりと接合され、細いモルタルで接合されています。床は厚さ6～8インチのコンクリート層で覆われた板材で作られており、全体の重量は1平方フィートあたり60～100ポンドです。屋根もそれよりわずかに軽く、厚い瓦で覆われ、棟を除いて自重だけで固定されています。そのため、壁、床、屋根の大部分は非常に頑丈である一方、それら同士の接合、そして互いの接合は緩く不完全です。

また、初期の地震では、町は攻撃に対する安全を確保するため、丘陵の頂上や急斜面、特に大山脈の裾野に築かれることが多かった。マレットの見解によれば、丘陵地帯の揺れは地震の自然現象を著しく悪化させた。さらに、街路は急勾配で狭く、幅はわずか5フィート、15フィートを超えることも少なくなかった。家屋は揺れ動くと、互いにぶつかり合い、さらにその下の家屋にも倒れた。ドロミューが1783年の大地震について述べたように、「地面はテーブルの上に置かれた灰や砂のように揺れ動いた」。

被害総額は、最も大まかな推定さえ不可能である。公式報告書は明らかに、そして恐らく意図的に不十分であり、マレットが死傷者数を把握しようとした際には、様々な障害が設けられていた。町だけを考慮に入れると、総人口20万7000人のうち、死者は9589人、負傷者は1343人と算出された。[8]いくつかの町には[12]死亡率が非常に高かった。モンテムッロでは7002人中5000人が死亡、500人が負傷した。サポナーラでは4010人中2000人が死亡し、ポッラでは人口7000人未満のうち2000人以上が死亡した。

調査の一般的な目的。
マレットの調査の主目的は、震源の位置と震源の深さを特定することであった。図3において、Fが震源（ここでは便宜上、点と仮定する）を表すとすると、垂直線FEは震源Eにおいて地球の表面を横切ることになる。[9]点線は、Eを中心としてPとQの地点を通る地球の表面に描かれた円を表しています。

波の経路と出現角度を示す図。
図3.—波の経路と出現角度を示す図。リストへ

[13]震源で地震を引き起こす衝撃が発生すると、そこから2つの弾性波が地殻を伝わって全方向に広がる。点Pに到達する最初の波は縦振動で構成される。つまり、点Pにおける岩石粒子は、長軸をFP方向とする閉曲線上を移動する。マレットはこの曲線が非常に細長く、実質的にFP方向と一致する直線であると仮定する。2番目の波、すなわち横振動では、点Pにおける粒子の振動は、FPに直角な平面上で発生する。マレットは、その主目的から、これらの振動を無視している。

縦波に戻ると、マレットは線FPを Pにおける波の軌跡と呼ぶ。方向EPは波の軌跡の方位角、つまり地表に沿った方向を与える。彼は角度LPA、あるいはEPFを点Pにおける出現角と定義する。QがEからPよりも遠い場合、角度EQFは角度EPFよりも小さくなる。つまり、震源からの距離が大きくなるにつれて出現角は減少する。震源では出現角は直角であるが、震源から遠く離れるとほぼゼロになる。

マレットは、波の進路FPAの方向、あるいはそれと同等の水平方向EPLと出現角EPFは、P地点の衝撃の影響から発見できるはずだと主張した。被害を受けた建物の亀裂は、波の進路FPAに直角であり、倒れた記念碑や門柱は、その支持状態に応じて震源に向かって、あるいは震源から離れてEPLに沿って落下するはずであり、門柱の上にある石球のように、緩い、あるいはわずかに付着している物体は、ほぼ震源の方向に投射されるはずだと彼は主張した。[14]波の軌跡FPAと、ボールが転がらなかったと仮定した場合のその後の位置は、波の軌跡の水平方向EPLを示し、場合によっては、出現角度と投射速度を決定する可能性がある。詳細については後述します。現時点では、マレットが地震によってもたらされた破壊の中に、彼の目的にとって最も貴重な資料を見つけることを期待していたことは明らかです。実際、この調査方法は彼にとってあまりにも明白に見えたため、彼は先人たちの盲目に驚きを隠せませんでした。彼は次のように述べています。「彼らは、目の前に広がる割れた壁や四方八方に散らばる倒壊した物体の中に、それらを生み出した衝撃の速度と方向を決定するための最も貴重なデータがあることに全く気づいていなかったようです。」

震源地の位置。
マレットの震源位置決定法— 多くの場合、損傷した建物や倒壊した遺体の調査は、震源の深さと震源の位置を特定するための材料を提供するなど、複数の目的を果たしました。しかしながら、ここでは後者の目的を達成するための方法のみを検討するのが適切でしょう。

震源の位置を決定するマレット法を説明する図。
図4.—マレットの震源位置決定法を説明する図。リストへ

の原理ほど単純なものはありません。[15]提案された方法。図4の任意の地点Pにおける波の経路の水平方向PLは、後方に発生した場合、必ず震源Eを通過する。したがって、2つの地点PとQにおける方向の交点が震源の位置を与える。実際には、もちろん非常に高い精度で方向を決定することは不可能であり、マレットはあらゆる場所で複数の測定を行い、中規模地震地域内および近隣の主要な都市をすべて訪問する必要があると判断した。

廃墟となった町には、方向を突き止められるものが数多く存在するが、マレットによれば、最も重要なのは、壁の亀裂で、破断はしているものの倒壊はしていない。彼はまさにそのような亀裂を「現場の地震学者にとって、波の進路方向に関する頼みの綱」とみなし、彼が方向を決定した事例の少なくとも4分の3は、亀裂によって行われた。建物が独立していて大きく、形状が単純で対称的であり、しっかりと建てられていて、被害がそれほど大きくない場合、壁の亀裂は、波の進路が建物の主軸と平行であろうと傾斜していようと、波の進路に直角に沿う線に沿って発生するはずだと彼は主張した。床や天井の亀裂も同様の方向を示しており、マレットが壁の亀裂に次ぐ価値があると考える証拠となる。

ポテンツァの大聖堂の平面図。
図5.—ポテンツァ大聖堂の平面図。（マレット）リストへ

マレットが依拠した様々な証拠を、ポテンツァの大聖堂教会ほど明確に示している建物は他にありません。その平面図は図5に、その軸に沿った垂直断面図は図12に示されています。これは現代の建築物で、長さ約60メートル、軸は東西に向いています。壁は[16] [17]大聖堂は、かなり良質の砕石積みとレンガでできており、身廊と翼廊のアーチ、半円筒形の屋根、中央のドームはレンガ造りである。両方の図面に示されている亀裂は、マレットが着任する前に大聖堂の建築家によって縮尺どおりに描かれており、偏見のない観察者の仕事として特別な価値がある。屋根の亀裂のほとんどは教会の軸線を横切るものであることが分かるが、この線に平行なものもあり、特に、身廊と内陣の軒裏に沿って走るものがあった。また、ドームには、局所的な構造上の原因によりさまざまな方向の小さな亀裂が多数あり、ドームの大部分が西側にずれて、幅7〜8インチの開いた亀裂を残した。 9組の亀裂から推定される波の進路の平均方向は、いずれも平均から4度以内の差があり、南西2.5度、北東2.5度であり、これはドームの変位部分への衝撃方向と正確に一致する。身廊と内陣のアーチにある東西の大きな亀裂は、マレットが二次的な衝撃によるものとしたが、その存在を裏付ける十分な証拠がある。

サポナラ近くの倒壊した門柱。
図6.—サポナラ近郊の倒れた門柱。（マレット）リストへ

マレットは亀裂に加えて、倒壊した遺物も積極的に利用した。例えば、図6に示すサポナラ近くの2つの門柱などである。これらは切石積みで、3フィート四方、高さ7フィートであった。どちらも、[18]モルタルの固さが悪く、地面の高さから落下し、正確に平行な方向に落ちた。これは、波の進路が南東39.5度方向であったことを示している。突き出た石、ほぼ平坦な地面の亀裂、そして揺れるランプやシャンデリアについても若干の観察がなされたが、建物の壁や屋根の亀裂というより重要な証拠を裏付ける以外には、その価値は小さかった。

マレット法に関する考察 —マレットの時代には、震源位置を決定する彼の方法に異議を唱えることは、現在よりも困難だったであろう。震源は、彼がよく知っていたように、一点ではあり得ず、震源付近（彼の観測のほとんどが行われたまさにその場所）では、震源の様々な部分からの振動の到達により、急激な方向転換が起こるはずであった。彼は、いわゆる渦状衝撃波の発生をいくつかの場所で記録しているが、それらは別の原因によるものだと主張している。おそらく、そのような衝撃波の最もよく知られた例は、故関谷教授が1887年1月15日の日本の地震における地球粒子の運動モデルによって非常によく説明されたものである。この場合の運動は非常に複雑であったため、モデルは簡略化のために3つの部分に分割され、そのうちの最初の部分のみが図7に示されている。[10]このような地震では、マレットの方法では明確な結果を出すことができないことは明らかです。

この地震は非常に複雑なものでしたが、1894年6月20日に日本で発生した別の地震は、非常に単純な性質を持っていました。東京の動きは、非常に顕著な一つの振動で構成されていました。[19]南西70度方向への総移動距離は73mm（2.9インチ）で、その前後の揺れは比較的小さかった。地震による被害の全てではないにせよ、大半はこの大きな揺れによるものであったに違いない。しかし、大森教授の調査によると、日本庭園によく見られる円筒形の石灯籠は、様々な方向に倒れていた。円形の台座を持つものだけでも、北から東の方向に29個、東から南の方向に16個、南から西の方向に81個、西から北の方向に14個が倒れていた。[11]図8は大森教授の結果をグラフで表したものである。 [20]Oから任意の点まで引いた線は、その線の両側 7½° の方向に落ちたランプの数に比例します。

地震発生時の地球の粒子の動きを示すモデル。
図7.—地震時の地球の粒子の動きを示すモデル。（関谷）リストへ

1894 年の東京地震で倒れた石灯籠の落下方向を示した図。
図8. 1894年の東京地震で転倒した石灯籠の落下方向を示した図。リストへ

この図から、石のランプのほとんどは西から南西の方向に倒れたことがわかります。そして、平均の倒れた方向が南70度西であることは注目に値します。[12]これは大震動のものと全く同じです。この有能な地震学者は、1891年の日本の大地震の被災地の異なる場所でも、ほぼ同様の結果を得ています（図43と44）。また、1896年のヘレフォード地震の際に観測された見かけの方向の研究でも同じ結論に至っています。

したがって、単独の観測では真の方向とは大きく異なる結果が出る可能性があるようです。実際、1894年の大森教授の測定から判断すると、単一の方向が平均方向から5度以内にある確率は約9分の1です。しかし一方で、これらの観測や他の観測から、多数の測定の平均は真の方向と非常によく一致する結果となることも同様に明らかです。

大森教授の興味深い観察を終える前に、もう一つ触れておきたい点がある。教授が挙げたリストから判断すると、教授は測定に際し、特に選択的な測定は行わず、目的に十分な記録が得られるまで、倒れたランプの方向を無差別に測定し続けたようだ。もし、もし教授が扱えた倒れたランプの数が少なかったとしたら、例えば12個程度だったとしたら、[21]144 ではなく、観測された平均方向は、地震計から示された方向とは異なっていた可能性があります。[13]しかし、一方では、実際の測定を伴わない予備調査でも、転覆の主な方向がすぐに明らかになり、矛盾する方向を無視して、精神的に決定された平均値と一致すると思われる方向のみの平均を取ることで、かなり正確な結果が得られたかもしれない。

実際、マレットはナポリの著作において、多かれ少なかれ無意識のうちに、この道を辿っていたようだ。「観察者が地震で揺れる町の一つに初めて足を踏み入れると、完全な混乱の中にいることに気づく。『都市が廃墟と化した』という状況に、目は当惑するのだ」と彼は言う。彼は、崩れ落ちた石やモルタルの塊、半ば埋もれた木材、倒れた木材、あるいは光に突き出た木材の上を歩き回り、荒廃の光景に愕然とする。…家々は方位のあらゆる方向に吹き飛ばされたように見える。そこには法則も、転覆の力の支配的な方向を示すものも見当たらない。まず、廃墟の全体を見渡せる見晴らしの良い地点に立って、最も破壊が進んだ場所と最も破壊が少なかった場所を観察し、それからコンパスを手に、家々や通りごとに倒壊の細部を辛抱強く観察し、一つ一つの細部を分析し、それぞれの倒壊を引き起こした力の方向について、以前の結果と比較することによってのみ、状況は変化する。 [22]観察し比較してみると、この明らかな混乱は単なる表面的なものに過ぎないことがようやく分かる。」

ナポリ地震の名造地震域。
図9.—ナポリ地震の震源域（マレット）リストへ

マレットによる震源決定。—第三等震線の範囲内で、マレットは78地点で合計177回の震源方向の測定を行った。これらは彼の大地図にプロットされている。[23]地震の方向ですが、図9の縮尺が小さいため、各場所の平均方向または最も信頼できる方向を短い線で表すことしかできません。[14]これらの方位を逆算して調べると、16箇所の方向がカジャーノ村とほぼ一致する地点から500ヤード以内を通過し、他の16箇所の方向がこの点から1地理マイル（1.153法定マイル）以内を通過し、さらに16箇所の方向が2.5地理マイル以内を通過し、12箇所の方向がカジャーノから5地理マイル以内の地点を通過していることがわかった。震源地近くの場所における震源の方向は震源の大きさによって左右されたはずなので、この近似的な一致は確かに注目に値する。そして、震源地、あるいは少なくとも震源地は、マレットの苦労して得られた観測によって割り当てられた位置からそれほど遠くない場所にあったに違いないと考える。

二つの震源の存在。しかしながら、マレットの震源に相当する震源における衝撃が、発生したすべての人命と財産の破壊の起源であると理解するのは困難である。震源が中層地震帯の北西境界に近接していたこと、震源帯が南東方向に異常に広がったこと、そして特にモンテムロと近隣の町々で多数の人命が失われたことは、この説明では到底説明できない。マレット自身もこれらの事実には説明が必要であることを認識しており、震源の位置と性質が、[24]町々の滅亡は、その一部に原因があり、また等震線の経路は国の物理的構造に起因していた。しかし、カジャーノにずっと近い場所が比較的地震を免れたこと、そして多様な特徴と立地、そして多様な地表地形を持つ多くの町や村を包含する中震域の広大さは、紛れもなく別の説明を示唆している。

ナポリ地震の震源域内の死亡率の分布。
図10.—ナポリ地震の震源域における死亡率の分布。リストへ

この問題解決の糸口の一つは、被災した町々の地震による死亡率である。マレットが示した表（第2巻、162-163ページ）から、バジリカータ州内の各コミューンの地震前の人口と、各コミューンにおける地震による死者数が分かる。そしてこれらの数字から、ほぼすべての重要な場所における死亡率を求めることができる。図10からわかるように、その値は71%から80%まで変動している。[25]モンテムッロでは50人、サポナラでは50人だが、数字が付けられていない地点では1人未満にまで減少している。したがって、モンテムッロ付近を中心とする、周辺地域の死者数をはるかに上回る死者数を記録した地点群と、中震域の北西に位置するポッラ付近を中心とする、やや目立たない地点群が存在する。一方、中間地域では死亡率は一貫して低かった。死者数に影響を与えた地域的条件があったことは疑いようがないため、正確な数字にあまり重点を置くべきではない。しかし、モンテムッロからそれほど遠くないところに震源地があったことは明らかである。一方、北西に位置する地点群は、マレットの方向に関する観察と相まって、北西約24マイルのポッラ付近に第二の震源地があることを示唆している。後の節で、震源の性質に関する観察からも二重震源地の存在が示唆される。

地震の震源の深さ。
マレットの震源深度測定法――震源位置の特定において、マレットの研究が注目に値するのは、彼が用いた手法の斬新さだけだった。しかし、震源深度を計算しようとした点において、彼は新境地を開拓した。震源深度が比較的浅いことは既に認識されており、ほぼすべての地震で震源域が限定されていることからも明らかだった。しかしながら、震源深度をマイル単位で推定しようと試みた者は誰もいなかった。マレットが熱心に観察結果を積み重ね、それらを最初の大まかな分析にかけた時、彼に同情せずにはいられない。[26]たとえ、彼が「通常の測地学的作業に伴う確実性をもって、マイルとヤード単位で」深さを測定することに成功したという自信を共有できないとしても。

地震の震源の深さを決定するマレット法を説明する図。
図11.—マレットの震源の深さを決定する方法を示した図。リストへ

彼がこの目的のために用いた方法は、震源の位置を特定する方法と同じくらい理論的に単純である。震源（E）の位置が分かっていれば、他の任意の点Pにおける発生角EPFを正確に測定するだけで、震源F内のある点の深さを特定できる（図11）。ここでもマレットは、主に壁の亀裂に依拠した。亀裂は破壊されたものの倒壊はしていない。詳細には、これらの亀裂はほとんどの場合、ギザギザまたは鋸歯状である。これは、亀裂が堅い石を突き破るのではなく、節理の線に沿って進む傾向があるためである。ただし、亀裂がレンガやモルタルを貫通することもある。しかし、亀裂の一般的な経路は波の進路に対して直角であり、鉛直に対する傾斜は発生角に等しいはずだと彼は主張した。

この角度を測るには、窓などの開口部が少なく、壁がレンガか短い層を積んだ小さな石でできた大きな建物を選ぶ必要がある。ポテンツァの大聖堂は、おそらくマレットが調査したどの建造物よりも、これらの条件をよく満たしている。壁と屋根の亀裂の平面図は図 5 に示されており、図 12 は大聖堂の建築家が描いた、軸線に沿った北向きの垂直断面における亀裂を表している。これらの亀裂から、マレットはポテンツァでの平均出現角度を 23 度 7 分と計算した。ポテンツァからカジャーノまでの距離は 17 マイル、カジャーノの高さは 2,580 フィートであるので、この観測のみから得られる焦点の深さは、海面下 6 ¾ マイルになる。

[27]ポテンツァ大聖堂の垂直断面図。
図12.—ポテンツァ大聖堂の縦断面図。（マレット）リストへ

[28]マレット法への反論— マレット法の最大の弱点は、おそらく、波の軌跡が焦点から外側に伸びる直線であるという仮定にある。たとえ焦点の深さが数マイル以下であったとしても、波は密度と弾性が異なる岩石を通過し、境界面において屈折を受ける。岩石の構造上、岩石中の地球波の速度が深さとともに増加する場合、波の軌跡は垂直から外側に連続的に曲げられ、地表における出現角は、全域で一定速度の場合よりもかなり小さくなる可能性がある。この場合、実際の深さは計算された深さよりも、あるいははるかに大きくなる可能性がある。例えば、ポテンツァにおける出現角が屈折によってわずか5°減少しただけでも、計算された焦点の深さは1.75マイルも小さくなる。

ナポリ地震の地震垂直方向の波の経路の図。
図13.—ナポリ地震の地震鉛直方向の波の経路図。（マレット）リストへ

マレットによる震源深度の推定。マレットは26地点で震源角を測定した。平均角（観測された最大角と最小角の平均）は、震源から約2マイル離れたヴィエトリ・ディ・ポテンツァでは72度、ペルトーザでは70度であったが、約40マイル離れたサレルノでは11.5度であった。図13は、彼が平均角をプロットした図の一部を再現したものである。[29]異なる場所における地震の出現角度。水平線は海面を表し、垂直線は震源と震源地を通る線で、マレットはこれを「地震鉛直線」と呼んでいます。左側の線は、震源地を通る子午線の西側に位置する観測点への（直線と仮定した）起点波の経路を表し、右側の線は、同じ子午線の東側に位置する地点に対応しています。小さな水平線は、海面下の深さ（マイル単位）を示します。

この図から、すべての波の経路は深さ3マイルから9マイルの地震の鉛直方向から始まっていることがわかります。しかし、発生点は、長さ約3.5マイル、平均深度約6.5マイルの範囲に密集しています。マレットはこれらの計算に非常に自信を持っていたため、波の経路の分岐源を震源の異なる点に帰属させ、震源の平均深度は約6.5マイルであったものの、垂直方向の寸法は3.5マイルを超えなかったと結論付けています。

[30]マレットの結果がどの程度正しいと受け入れるべきかは、地球内部の構造に関する無知な我々には判断が難しい。焦点が相当の大きさであり、その結果、波の軌跡が焦点の異なる地点から分岐することは疑いようがない。しかし、各波の軌跡が実際に焦点と交差し、それによってその大きさを決定できるようにするには、波の軌跡の方向とその起源の深さを結びつける何らかの法則に近づく必要があることは間違いないが、そのような法則は明らかに証明されていない。また、これらの見かけ上の起源が特定の深さに限定されているからといって、焦点、あるいはその一部が同様に限定されていると断言することもできない。なぜなら、波の軌跡は大部分において同様に屈折するからである。マレットの素晴らしい研究から安全に導き出せる結論は、彼の数値が焦点の垂直方向の大きさと平均深さの両方の大きさを示しているということだけではないだろうか。

ショックの性質。
震源地で恐怖に震える目撃者たちが見た地震の正確なイメージを思い描くことは容易ではない。突然の衝撃と家屋の倒壊で混乱し、同時に強い安全への執着に突き動かされた心にとって、一連の出来事は、ほとんど興味を惹かなかったに違いない。地震発生から調査までの2ヶ月間の間隔もまた、不思議を愛する人々から正確な記録を集めるには不利であった。したがって、唯一残る特徴は、[31]マレットが残した数少ない記録では、衝撃が2つのはっきりとした部分に分かれていることがはっきりと示されています。

中部地域では、この区分はおそらく他の地域ほど明白ではない。例えば、北西の震源地に近いポッラでは、最初の警告は轟音で発せられた。ほぼ同時に、そしてそれがまだ聞こえるうちに、強い沈下性または上下動が起こり、数秒後に、しかし間断なく波動が続いた。同じ震源地からそれほど遠くないが、中期地震発生域から数マイル外れたポテンツァでは、この区分はより顕著であった。ある観測者によると、最初の動きは西から東へのものであり、その後1、2秒以内に横方向のそれほど激しくない揺れがあり、すぐにイタリア人が渦巻状と呼ぶあらゆる方向への揺れが続いた。ナポリは北西の震源地から69マイル離れており、ここではより正確な観測が可能であった。 50年前に科学論文の著者としてよく知られていたラードナー博士は、そこで最初に感じた振動を「短く、不快な水平方向の振動で、すべてのドアや窓がガタガタと鳴り、床や家具がきしむような音だった。この振動は止み、ほんの数秒ほどの休止の後、さらに激しく再び振動が始まった。博士は、はっきりとした波のような振動で、まるで『非常に短い波立つ海に浮かぶ小型船の船室にいるような』と感じた」と記している。

本書で研究されている他の5つの地震では、震源が2つの部分に分離する現象が顕著であった。ナポリ地震では、その分離が非常に明確であったため、マレットは[32]その起源を説明するのに苦労した。彼はすべてのケースにおいて、地震波が地下の岩石によって反射または屈折するためだと考えたが、反射または屈折した波が直接伝播した波よりも強くなるのはなぜなのかについては説明していない。アンダルシア、チャールストン、リビエラ、ヘレフォードの地震について説明する際に、この問題についてさらに詳しく触れることにする。現時点では、二重の地震動は、地下での反射や屈折によって最初の波が分離されたためではあり得ないと主張するだけで十分だろう。もしそうであれば、2番目の部分は概して弱くなるはずだから。また、縦波と横波の連続によるものでもなく、その場合、すべての地震動が重複するはずだから。残る仮説は、同じ焦点か別の焦点で2番目の衝撃が発生したということだけだ。

どちらの選択肢を採用すべきかは、地震の性質に関する証拠があまりにも乏しく、決定するには不十分である。しかしながら、マレットの地震動方向に関する観察によって、この欠点は補われる。なぜなら、彼は震源域内およびその付近の多くの場所で、二重方向の明確な兆候に遭遇したからである。これは観察者の感覚で明らかになることもあれば、損傷した建物に二組の亀裂が見られることもあった。ラ・サーラとパドゥーラ近郊では、最初の動きはおおよそ東西方向、二番目の動きは南北方向であった。モリテルノでは、主震動に対して直角に副次的な震動の証拠が見られた。トラムトラ近郊では、その方向は南東約30度であった。これらの事例やその他の事例において、マレットは地震のエコー効果を観測したが、地波の地下反射は、震動の最初の部分ではなく、二番目の部分を引き起こすと考えられる。[33]ラ・サーラとパドゥーラで発生した。さらに、二次的な方向は、正確に記録されることは稀であるものの、モンテムッロからそれほど遠くない場所に震源があることをほぼ示している。このように、二重震源の性質と方向に関する観察は、地震死滅率の分布から導かれた結論、すなわち、ポッラ付近とモンテムッロ付近にそれぞれ独立した2つの震源があったという結論を裏付けている。

これはマレットが記録した事実を最も適切に説明しているように思われる。しかしながら、見過ごしてはならない問題点が一つある。それは、モンテムッロ震源が震源の平均方向に及ぼす影響が明らかにわずかであるということ（図9）。もちろん、いくつかの場所では平均方向が両方の震源地を通過している。また、既に述べたように、観測された二つの方向のうちの一方がモンテムッロ震源地を指している場所もある。また、マレットが最初の数日間の作業の後、ポッラ近郊で得た初期の印象と最もよく一致する亀裂を、全く無意識のうちに迷路から選び出し、計測していた可能性も否定できない。しかし、モンテムッロよりもポッラに近い場所（マレットが訪れた場所の大部分を占める）については、モンテムッロ震源がポッラ震源ほど深くなかったことが、この問題点の理由として考えられる。これは、次の章でより詳しく説明するように、モンテムッロのすぐ近くでの比較的大きな強度と、その外側への急速な減少を説明するものであり、マレットがパドゥーラでの出現角度を 2 つ (1 つは北から 25 度、もう 1 つは垂直の壁で 8 度または 10 度) と単独で言及していることからもいくらか裏付けられます。

[34]
波動の要素。
序章で述べたように、波動の要素は4つあります。すなわち、周期、振幅、最大速度、最大加速度です。これらのうち2つが各振動について既知であれば（最初の2つは現在、正確に作られたすべての地震計で得られます）、振動が単振動の法則に従うかどうかで、残りの要素を決定することができます。[15]

振幅。振幅を確かめるために、マレットは主に、非常に非弾性的な壁にできた亀裂に頼らざるを得なかった。もしそのような壁が割れた部分が自由に動くとしても、非弾性であるため、波によって運ばれた最も遠い位置に留まらざるを得ない場合、変位した部分の重心が移動した距離は、地波の水平振幅の「大まかな概算値」を与えるはずである。彼はパドゥーラ近郊のチェルトーザでは振幅が約4インチ、サルコニでは約4 3/4インチ、トラムトラでは約4 1/2インチであることを明らかにした。同様の証拠から、ポッラでは振幅が約2 1/2インチまたは3インチであったことが示唆される。また、粗い壁に吊り下げられた時計の振動から、ラ・サーラでは約3 1/2インチ、バリエルでは1 3/4インチであったことがわかった。バリエルを除いて、これらの場所はマレットの震源地を通るほぼ直線上に位置し、マレットは震源地からの距離とともに振幅が増加することを示す次の表を示しています。

[35]
ポラ。 ラサラ。 チェルトーザ。 トラムトラ。 サルコニ。
距離（マイル） 4.0 13.4 19.0 23.8 30.8
振幅（インチ） 2.5 3.5 4 4½ 4¾

しかし、モンテムロ焦点の存在は、これら 2 つの量を結び付ける関係を複雑にするはずです。

最大速度— マレットが最大速度を決定するために用いた手段は、振幅を決定する手段よりも多かった。彼は、規則的な形状の柱が倒れた場合の寸法から、最大速度の値の下限値を見つけることができると述べている。一方、同じ場所における上限値は、転倒を免れた他の規則的な物体から得られるかもしれない。衝撃によって遊離物体が射出角が既知の場所に投射された場合、重心が通過した水平距離と垂直距離から投射速度が得られる。あるいは、そのような物体を2つ、同じ場所に投射した場合、それぞれの物体について同じ測定値を用いることで、原則として射出角と投射速度の両方が得られる。3つ目の方法は、壁の亀裂を利用するもので、単位面積当たりの力が突然加わったときにちょうど破壊を引き起こすのに十分な大きさであると仮定する。場合によっては、同じ物体に複数の方法を適用しなければならないことがある。たとえば、サポナラ近くの 2 つの門柱 (図 6 に図示) を破壊するには 5.48 フィート/秒の水平速度が必要であり、倒壊させるにはさらに 5.14 フィート/秒の速度が必要でした。

著名な地震学者ミルン教授は、柱の突出や倒れから得られる測定値は信頼できないと強く主張している。なぜなら、以前の地震で柱が揺れた可能性があり、[36]したがって、それらの転倒では、臨界振動の最大速度を正確に測定する必要はありません。[16]マレットがこの難しさを認識していたことは間違いないが、その真価を十分に理解していなかった可能性もある。例えば、パドゥーラ近郊の修道院チェルトーザ・デ・サン・ロレンツォでは、細い門柱の頂上から突き出た花瓶から、毎秒21.75フィートの速度が測定された。そして、他の方法で測定された速度より毎秒約8.25フィート多く測定されたのは、門柱自体の振動によるものだと彼は考えている。この誤差が他の観測結果にどの程度影響するかは不明であるが、異なる方法で得られた速度が互いにどれほどよく一致するかは注目に値する。例えば、投影のみから求めた速度は、チェルトーザで毎秒11.5フィート、モリテルノとモンティッキオで毎秒11.8フィート、トラムトラで毎秒14.8フィート、サルコーニで毎秒9.8フィートとなる。転倒のみの場合、サポナーラ近郊のヴィスコリオーネでは毎秒11.0フィート、バリエッレでは毎秒11.6フィート。転倒と投射の場合、ポッラでは毎秒13.2フィート、パドゥーラでは毎秒12.9フィート。破壊と転倒の場合、ポテンツァでは毎秒12.3フィート、サポナーラでは毎秒15.6フィート。トラムトラとサポナーラの比較的高い値は、これらの町が築かれている丘の起伏によるものではないかとマレットは考えた。そのため、彼は平均最大速度の計算からこれらの要素を除外し、平均最大速度は毎秒12フィートと算出した。これは、人がテーブルから飛び降りて地面に着地する速度よりも低い。

マレットは、同じ省略をしながら、次の表を示し、震源地からの距離が増すにつれて最大速度が一般的に減少することを示しています。

[37]
ポラ。 パドゥーラ。 チェルトーザ。 モリテルノ。 サルコニ。 ビスコリオーネ。
距離（マイル） 4.0 19.0 19.0 29.4 30.0 30.8
最大速度（フィート/秒） 13.2 12.9 11.5 11.8 11.0 9.8
震源地の北側には次のようなものがあります。

 ポテンザ。   モンティッキオ。    バリエル。    

距離（マイル） 17.3 27.1 28.2
最大速度（フィート/秒） 12.3 11.8 11.6
トラムトラとサポナラで計算された高い速度の一部または全部が、モンテムッロ焦点からの衝撃によるものである可能性は否定できません。

最大変動の振幅を 4 インチ、最大速度を 12 フィート / 秒とし、動きが単純な調和特性であったと仮定すると、完全な振動の周期は 1 秒の 5 分の 1 未満になります。[17]さて、地震記録から、これは地震動の始まりを形作る小さな微動の周期とほぼ等しいことが分かっています。一方、最大の振動の周期は1～2秒にも及ぶことがあります。したがって、単振動の仮定が誤っているか、最大速度が大きすぎるか、あるいは振幅が小さすぎるという結論に至る可能性があります。[18]

音響現象。
マレットは地震音の重要性に気づいた最初の地震学者の一人で、彼はその主題に熱心に取り組んだが、[38]衝撃よりもさらに正確に観察することが難しい音。

彼が得た主要な結果は、音が聞こえた範囲が比較的小さかったことであった。彼はそれを3,300平方マイル強、つまり地震が感じられた範囲の約12分の1と推定している。その範囲は南北にメルフィからラゴネグロまで、東西にモンテ・ペローゾからドゥケッサ、そしてセネルキアまで広がっている。したがって、音は地震が最も破壊的な性質を示した地域に限定されていた。

音域の北端と南端に向かうにつれて、すべての観測者は、低く、耳障りで、重く、ため息のような突進音で、20秒から60秒続いたと報告し、中にはゴロゴロという音質もあったと付け加えた者もいた。中心部と東西の境界付近では、音は明らかにゴロゴロという音色になり、持続時間は短く、始まりも終わりもより急激だった。

マレットは、地震は「至る所で微動とともに始まり、音は概ね同時に到達し、微動の進行方向は急速に変化し、さらに急速に振幅が増大した。その後、破壊的な衝撃の大きな衝撃が、場所によっては最も大きな音がする瞬間よりもかなり早く、またある場所では少し遅く到達し、そして突然（つまり、極めて急速に）微動へと消えたが、その方向は大きな衝撃の方向とは異なっていた」と述べている。[19]

地震音については、ヘレフォード地震を扱う章でより詳しく説明します。[39]1896 年のこの調査では、マレットが記録した現象がこの国で感じられたより小さな地震の特徴と等しく一致していることがわかります。

地球波の速度。
1857年当時、地震波の速度についてはほとんど知られていなかった。マレット自身は1849年にダブリン近郊で実験を行っており、密度の高い湿った砂では毎秒825フィート、不連続な花崗岩では毎秒1,306フィート、より硬い花崗岩では毎秒1,665フィートという結果が得られた。[20]速度が計算された唯一の地震は1846年のライン地方の地震であり、シュミットによって確認された値は毎秒1,376フランスフィート、または1,466イギリスフィートでした。

マレットが指摘するように、文明の進歩を示す最も確かな指標の一つである正確な公的時間測定は、ナポリ王国では知られていなかった。そのため、彼の試みは、発生時刻の正確な推定がほとんど不可能であったために妨げられた。被災地域全体で良好な記録はわずか6件しか得られず、そのうち3件（ヴィエトリ・ディ・ポテンツァ、アテッラ、ナポリ）は停止した時計から得られたもので、その価値は疑わしいものであった。モンテフェルモとバリエッレでは時計から、メルフィでは正確な懐中時計から時刻が読み取られた。示された時刻は、ヴィエトリ・ディ・ポテンツァでは午後9時59分16秒（ナポリ標準時）から、ナポリでは午後10時7分44秒まで様々である。[40]マレットは、ナポリに向かう途中のモンテ・サンタンジェロ山脈で、平均表面速度が毎秒787フィートであると算出しました。ナポリの記録を除外し、計算された焦点深度を考慮すると、平均速度は毎秒804フィートとなります。

軽度のショック。
大地震は、地震活動の顕著な増加という形で何らかの前兆なしに発生することは稀である。ペリーは、1856年から1857年の2年間に、ナポリ、メルフィ、コゼンツァといった遠く離れた場所でも感じられた複数の地震を記録している。1857年12月7日には、ポテンツァで、地雷の爆発のような音とともに、地中から小さな揺れを感じた。そして、12月16日午後10時頃、大地震が発生した。

その後、数多くの余震が続いた。記録が極めて乏しいため、その回数を正確に把握することは不可能である。数時間にわたり、中震域内の地面はほぼ絶え間なく揺れ続けたと言われている。ポテンツァでは、夜間に垂直方向と水平方向の両方で、多数の微動が感じられ、1ヶ月以上にわたり、その頻度が高かったため、数え上げが困難だった。マレットの最後の記録は1858年3月23日のもので、ラ・サーラとポテンツァで4回の微動が感じられたが、1859年5月まで時折微動が報告されていた。

余震の中で最も重要だったのは、本震の約1時間後に感じられたものだった。各地で発生し、本震の規模ははるかに小さかったものの、それでもポッラでは大きな揺れで崩壊していた多くの建物を倒壊させるほどの強さだった。[41]モリテルノの南方、そしてオリヴェートとバリエッレの北方では、明らかにほとんど注目されなかった。マレットが示した証拠から判断する限り、擾乱を受けた地域は、中期地震発生地域とほぼ同じ形状と規模で、同じ方向に伸びていたが、北西の震源と同心円状であったようだ。

一方、あまりにも短い証拠に頼るのであれば、モンテムッロ、サポナラ、ヴィッジャーノ、ラゴネグロでのみ記録されたいくつかの余震は、おそらく南東またはモンテムッロの震源と関連していたと考えられます。

地震の起源。
マレットの理論は、おそらく彼の研究の他のどの部分よりも、近年の知識の進歩によって大きな影響を受けている。歴史的な観点からすれば、ナポリ地震の起源に関する彼の説明に何らかの言及が望ましく、彼自身の誠実な研究からもそれが求められている。一方、彼の結論は、少なくとも現時点では既に時代遅れとなっているため、ここでは簡潔に述べるだけで十分であろう。

これまで見てきたように、波の軌跡のほとんどは、カッジャーノ村とほぼ一致する地点から3マイル以内を通過します。残りのうち6つは南西約2マイル離れた地点を横切り、3つは北東約2マイル離れた地点を横切ります。他の交差点は考慮せず、ヴィエトリ・ディ・ポテンツァ、アウレッタ、ポッラなどで観測された出現を考慮して、マレットは焦点の水平断面が [42]震源は（図9の点線で示されている）長さ10マイル以上の曲線で、北はバルヴァーノ付近からヴィエトリ・ディ・ポテンツァ、カッジャーノ、ペルトーザに近接し、ポッラの西約2.5マイルの地点まで続いていた。また、震源地付近で観測された隆起は、震源の垂直断面が多かれ少なかれ湾曲していたか、あるいは南東方向に傾斜した面であった可能性を示唆していると述べている。したがって、震源は長さ10マイル、高さ3.5マイルの湾曲した亀裂であり、その中心は海面下6.5マイルの深さにあったと結論付けている。

マレットは、この大きな亀裂の発生と、おそらくは高圧蒸気の注入が主地震の原因であると考えた。彼は、亀裂は震源の中心点またはその付近から始まり、その後急速に全方向へ広がると想定している。初期段階では、非常に小さな振幅の振動のみが伝達され、これが初期の音と震動を引き起こす。亀裂が進むにつれて、振動は強度を増し、ある一定のレベルに達すると、それ自体が地震動を引き起こす。その後、振動は弱まり、最終段階では、地震の終結を告げる音と震動に相当する小さな振動に取って代わられるだろう。

マレットは、高圧の蒸気が焦点に流れ込むことを本質とは考えていなかったようだが、可能性、いや、むしろ可能性としては考えていたようだ。そして、それが1時間後に発生した地震の原因の一部であった可能性を示唆している。[43]地下温度の上昇に関する一般法則は存在しないが、説明のために、60フィート（約18メートル）降下するごとに1°F（約0.5°C）上昇すると仮定した。この場合、焦点の上限の温度は339°F（約173°C）、中心点は643°F（約293°C）、下端は884°F（約343°C）となる。焦点がこれらの温度の蒸気で満たされていたとすると、壁にかかる圧力はそれぞれ8気圧、149気圧、684気圧となる。蒸気は突然注入され、無制限に供給されると考えられるため、マレットは、蒸気がこれらの最高温度による張力で存在する可能性があると推測し、その場合、高さ 8,550 フィート (または焦点の上端の深さの約半分) の石灰岩の柱を持ち上げることが可能であり、焦点の壁には平方インチあたり 4.58 トン、表面全体では 640,528 百万トン以上の圧力がかかるとしています。

この興味深い地震については既に多くのページが割かれているため、その発生源に関する私自身の見解をもう少し簡潔に述べなければならない。私の考えでは、北西と南東の線に沿って中心が約24マイル離れた二つの明確な震源があり、この配置が、震源域の伸長の主な原因であった（ただし全てではない）。地震が断層滑りによって引き起こされたかどうかを判断するには証拠が不十分である。この見解に全く反するものではないが、もしナポリ地震が単独の地震であったとすれば、それ以上の推論をすることはほとんど正当化されないだろう。しかしながら、最近の地震の研究から得られた知見に依拠すると、二つの震源は一つの地震の一部であった可能性が高いと思われる。 [44]断層は概ね北西および南東方向に伸びている。二重震源の最初の部分を引き起こしたすべりは、明らかに南東の震源内で発生し、数秒後に北西の震源内でもすべりが発生した。すべりは規模が大きく、より深く根付いていた。これらの変位の結果、局所的な応力が増加し、両方の主震源内またはその付近で多数の小さなすべりが発生した。また、ラ・サラで感じられたいくつかの小さな揺れから判断すると、断層の中間領域でも他の小さなすべりが伴っていた。

参照。
マレット、R. — 1857 年のナポリ大地震: 観測地震学の第一原理など、2 巻 1862 年。

脚注:
[3]Irish Acad. Trans.、第21巻、1848年、51-105ページ（1846年2月9日閲覧）。

[4]Brit. Assoc. Reports、1850年、1-87頁、1851年、272-330頁、1852年、1-176頁、1853年、117-212頁、1854年、1-326頁、1858年、1-136頁。

[5]『科学的探究のマニュアル』、JFWハーシェル卿編、1849年、196-223ページ。

[6]アイルランドアカデミートランス、第22巻、1855年、397-410頁。

[7]等震線の線寸法はマレットの地図から測定されたものです。面積はマレットによって地理平方マイルで示されています。

[8]マレットは何らかのミスで、ポッラとその近隣の町での損失をこの推定から除外してしまった。メルカリ（『イタリア地質学』第3部、324ページ）は、死者数を12,300人以上としている。

[9]マレットは「震源」という用語を用いておらず、FE線を「地震鉛直」と呼んでいる。上記では、現代的で一般的に認められている用語を用いている。

[10]日本地震学会論文集、第11巻、1887年、pp.175-177。

[11]Ital. Seismol. Soc. Boll.、第2巻、1896年、pp. 180-188。

[12]大森教授は平均方向を南71度西としているが、これは円形のベースだけでなく、四角いベースを持つランプの観察から得られたものである。

[13]大森教授のリストからランダムに選ばれた 12 の測定結果から、平均方向は S. 78° W であることが分かりました。

[14]すべての観測結果の正確さが同等である可能性があると思われたとき、彼は 2 つの極値の平均を真の方向として採用しました。

[15]単振動の振幅をa、 その全周期をT 、最大速度をv、最大加速度をfとすると、 v = 2πa ÷ T、 f = 4π² a ÷ T ²となります。

[16]地震とその他の地球の運動、81-82ページ。

[17]式から得られる：T = 2π a ÷ v = 2π x ⅓ ÷ 12

[18]最大速度を毎秒 12 フィート、周期を 1 秒とすると、振幅は約 11.5 インチになります。

[19]第2巻、299ページ。上記の抜粋では原文の句読点が守られていない。

[20]英国協会報告書、1851年、272-320ページ。

[45]
第3章目次
1881 年 3 月 4 日と 1883 年 7 月 28 日のイスキア地震。

イタリアからわずか6マイルしか離れていないイスキア島と、その中間に位置するプロチダ島は、ナポリ北部の有名な火山地帯であるフレグレイ平原の一部を形成しています。2つの島のうち大きい方のイスキア島は、東西に6マイル、南北に5マイルの長さで、面積は26平方マイルです。1881年の総人口は22,170人で、最大の町であるカザミッチョラの人口は3,963人でした。

イスキア島の火山の歴史。
イスキア島の中心的特徴は、エポメオの巨大なクレーター（図14、 a）である。南側、そして東側の一部では、クレーターの壁は崩壊し、除去されている。残っている部分は東西に直径約1.5マイル、海抜2,600フィートの高さに達している。山の上部はすべて、サニディンを豊富に含み、特徴的な緑色をした軽石質凝灰岩で構成されている。西側のフォリオ付近と北側のラッコとカザミッチョラの間の2地点では、この凝灰岩が海まで達しているのが見られるが、その他の地域では、粗面岩溶岩の流、より新しい凝灰岩、あるいは泥灰岩質の堆積物で覆われている。[46]フックスはこれをエポメアン凝灰岩の分解によって生じたものだと考えている。

イスキア島の地質史には、明確に区別できる二つの時代があります。一つ目は海底時代で、おそらく第四紀の幕開けとともに始まったと考えられます。島の海底化石はすべて現存する種のものです。この頃、エポメオは少なくとも水深1,700フィートの海域で発生した噴火によって形成されたと考えられます。これらの噴火はモンテ・ソンマの形成に先立ち、フレグレイ平野最古の粗面岩質凝灰岩を形成した噴火と同時期か、あるいは交互に発生しました。南壁の破壊は、はるか後になって大規模な噴火発作によって起こった可能性もありますが、メルカリ教授が示唆するように、初期の海食とそれに続く陸上の削剥によって起こった可能性の方が高いでしょう。また、エポメオの東側にあるモンティ・トリッピティ、ヴェッタ、ガロフォリ ( b、c、 d 、図 14) を構成するトラキティック岩塊の形成も海底時代に帰属される必要があります。また、モンテ・カンパニャーノとモンテ・ヴェッツァ ( f、g )の一部も海底時代に帰属されます。

標高の終わり頃、エポメオの南西部で多くの激しい噴火が発生し、その際にモンテ・インペラトーレやカポ・サンタンジェロ ( h、i ) を含む島の南西の角が形成されました。

島がほぼ現在の高度に達した第二期、すなわち陸生期には、噴火活動はエポメオ島の東側と北側の斜面にほぼ限定されていました。当初、モンテ・ロ・トッポ（j）は側噴火によって形成されました。島の北西端にあるモンテ・マレコッコとモンテ・ザレ（kとl）は、サニディン質粗面岩の巨大な流下によって形成されました。[47] [48]おそらく現在両者の間に存在する窪地から噴出しているものと考えられる。最後に、北東方向には、ロタロ、モンタニョーネ、バーニョ、クレマーテ（m、n、p、 s）といった最近の側火口があり、最初の2つは島内で最も規則的で保存状態が良い。

イスキア島の地質概略図。
図14.—イスキア島の地質概略図。（メルカリ）[21]リストへ

歴史上、あるいは人類が生きた時代における最も古い噴火は、モンタニョーネで起きたようで、おそらくはそれとほぼ同時期に、ポルト・ディスキア ( u ) の二次火口でも紀元前11 世紀初頭に起きたものと思われます。マレコッコとザレの噴火は紀元前470年頃、ロタロとタボル ( q ) の噴火は紀元前400 年から 352 年の間に 起きたと言われています。別の噴火は紀元前89 年に起きたと言われています が、その場所は不明です。他の 3 つの噴火は、西暦79 ～ 81 年、138 ～ 161 年、および 284 ～ 305年頃に、信頼できない出典によって記録されています。最後の噴火は、1302 年に一連の地震が発生した後に、エポメオの北東斜面に開いた新しいクレーター、クレマーテ ( s ) で発生し、そこからアルソ ( t ) と呼ばれる溶岩流が急速に流れ落ち、2 マイルの流れを経て海に達しました。

エポメオ山の起源となった最初の噴火の後、中央火口は活動していなかったようだ。その後の噴火はすべて、山体の外斜面か円錐の放射状の断層で発生した。[22]トリッピティ、ロ・トッポ、モンタニョーネ、バーニョ湖（b、j、n、p）が一列に並び、ヴェッタとクレマーテ（c、s）が別の列に並び、ガロフォリとヴァトリエーレ（d、e）が3番目の列に並んでおり、いずれもエポメオの古いクレーターの中心にあるフォンターナの町の近くの地点を通っている。

[49]メルカリ教授は、エポメオ火山の側噴火がエトナ山やベスビオ山の噴火とは一つの点で異なることを指摘している。これらの火山では、溶岩が中央の煙突をかなりの高さまで上昇し、自重で円錐丘の側面を裂く。一方、エポメオ火山では、溶岩は海面よりはるかに深いところで側方通路を横切り、含まれる水蒸気などの弾性力によって山を裂くようだ。この違いがイスキア地震の発生にどれほど重要な影響を与えるかは、これから明らかになるだろう。

過去3000年間に発生した噴火は、いくつかの点で共通している。いずれも突発的に発生したか、少なくとも中程度のストロンボリ式火山活動の段階を経ずに発生した。また、常に激しい地震を伴い、いずれもその後長い休止期間を経た。1302年の噴火は少なくとも1000年間の休止期間の後に発生したため、さらに6世紀が経過したからといって、エポメオ火山がついに消滅したと結論付けることはできない。

それどころか、新たな活動期が近づいているようだ。1302年の噴火から4世紀半の間、イスキア島地震の記録は残っていない。[23]そして、1762年7月28日から29日にかけての夜、カザミッチョラは突然62回の地震に見舞われ、そのうちのいくつかは非常に強い揺れで建物に被害を与えた。1796年3月18日には再び大きな揺れが起こったが、被害はカザミッチョラ近郊のみで、7人が死亡した。1828年2月2日、被害地域は、[50]1841年3月6日と1867年8月15日から16日の夜には、カザミッチョラでさらなる地震が発生し、家屋が損壊したが、人命被害はなかった。1874年、1875年、1879年、1880年には、それぞれ異なる日に小さな揺れが発生し、ここに記すような壊滅的な地震、すなわち1881年3月4日の地震（死者127人）、そして1883年7月28日の地震（死者2,313人、負傷者多数）につながった。

1881年3月4日の地震。
イスキア島の地震は、調査員に恵まれた。1881年の春、長年にわたりヴェスヴィオ火山の現象を記録してきたH・J・ジョンストン＝ラヴィス博士はナポリに滞在していた。マレット博士のナポリ地震に関する報告書を最近読んだことに感銘を受け、前章で説明した調査方法の価値を検証したいと考えた彼は、3月5日にイスキア島へ渡った。そして、3週間以上にわたり、1日13時間から16時間にも及ぶ彼の不屈の調査によって、1881年の地震に関する私たちの知見の大部分は得られたのである。

3月4日午後1時5分、前兆となる揺れもなく、突然大きな揺れが襲った。家屋の欠陥建築が、その被害を一層深刻にした。壁は厚く、組み付けも雑で、粗悪なモルタルで接合されていた。煙突と屋根も大きく、垂木は壁にわずかに差し込まれていたため、家屋の揺れで引き抜かれてしまった。こうしたケースでは、しばしば破壊が甚大で、計測可能な亀裂は全く残っていない。

[51]
等震線と擾乱地域。
ジョンストン＝ラヴィス博士が描いた等震線は、図15の曲線で表されています。等震線1は、完全に破壊された地域を囲んでいます。東西に約1マイル、幅2/3マイル、面積は0.5平方マイル以下です。次の等震線2は、部分的に破壊された地域を示していますが、依然として深刻な被害を受けています。東西に約2マイル、幅1 1/4マイル、面積は2平方マイルです。等震線3の範囲内では、建物は多少の損傷を受けています。この曲線の軌跡はやや不明確ですが、[52]描かれているのは、長さ約3マイル、幅約2マイル、面積5平方マイルです。

1881 年のイスキア地震の等震線。
図15.—1881年のイスキア地震の等震線。（ジョンストン・ラヴィス）リストへ

最後のカーブを過ぎると、揺れは急速に弱まりました。モンテ・タボルとバーニョでは揺れはごくわずかでした。イスキア島では、住民の約半数しか揺れを感じませんでした。南の小さな村、カペラでは全く揺れを感じませんでした。また、カンパニャーノ近郊、エポメオの南に位置するセッラーラ、そして島の南西端に近いパンツァでも、かすかではありますが揺れを感じました。一方、エポメオのクレーターのほぼ中央に位置するフォンターナでは、明らかに強い揺れの痕跡が見られました。家屋が倒壊した例はなく、側壁もほとんど損傷しませんでしたが、重量のある屋根は大きな被害を受けました。

隣接するプロチダ島では、多くの人々がはっきりと揺れを感じ、イタリア沿岸のモンテ・ディ・プロチダ、ミゼヌム、バコリでも、わずかではあるものの、一部の人々が揺れを感じた。ナポリ大学とベスビオ山の観測所の地震計には、何の記録も残されていない。もちろん、被災地の正確な規模を推定する手段はないが、この点において、カザミッチョラ近郊で甚大な被害をもたらした地震であったとはいえ、イギリス諸島で感じられたごく弱い地震を除くすべての地震よりも明らかに規模は小さかった。

震源地の位置。
震源の位置を特定するにあたっては、マレットの方法が厳密に踏襲された。建物の亀裂が主に利用され、そのうち2つは[53]3件ごとに、また、倒されたり、突き飛ばされたり、移動させられた物体や、観測者の個人的な経験から時折測定が行われた。しかし、この方法を適用する試みは困難を極めた。島の不均一な構造が、多くの方位角の相違の原因であることは疑いようがなく、建物の形状と材質の不規則性、そして立地条件の多様性も誤差の原因となった。さらに、面積の狭さも、信頼できる記録の数を減らすという不利な点となった。

測定は合計55地点で行われましたが、ほとんどの場合、それらは個々の観測結果であり、各地点における複数の観測結果の平均ではありませんでした。このため、図15には、ジョンストン＝ラヴィス博士の地震地図に示されている方位角を再現していません。方位角の多くは、カザミッチョラの西側にある地域に明らかに収束しています。ジョンストン＝ラヴィス博士は、その配置から、北の少し西から南の少し東にかけて走る断層から発生したと結論付けていますが、その証拠は私にはその目的に十分なほど強力ではないように思われます。

しかし、この結論は他の証拠によって裏付けられている。ジョンストン＝ラヴィス博士は、被害地域の中心部に中層地震帯を描き出しており、その地震はほぼ垂直、あるいは完全に垂直であったに違いない。「この帯状地震帯に含まれる建物に生じた被害は、地震の性質を非常によく表していた」と博士は述べている。「壁はわずかな損傷しか受けなかったが、ほぼすべての床と天井は完全に破壊された。実際、多くの家屋は、間仕切りの交換以外に修理は必要なかっただろう」と彼は付け加えている。[54]図15の中央の影付き部分はこの帯を表しており、北はカンポとラッコ上部の中間地点からカサメネッラとカンポの西部を通り、南はフラッソ近くの地点まで、ほぼ南北方向に走っています。したがって、帯の長さは約3分の2マイルです。

この帯状地震の中心線が、点線で示すように南に向かって伸びているとすれば、フォンタナの西側をかすめることになる。そこには、既に述べたように、もう一つの地震発生域が存在した。この地震発生域は他のものよりはるかに小さく、家屋がほとんど被害を受けていない地域に囲まれていた。この町の地震が垂直方向、あるいはほぼ垂直方向であったことは、被害状況（52ページ）と住民の証言からも明らかである。この離れた地震発生域については、ジョンストン＝ラヴィス博士の説明をイスキア地震の起源について論じる際に紹介するが、証拠から判断すると、二つの明瞭な震源が存在したか、あるいは、より可能性が高いのは、エポメオの中心直下で地震の衝撃が増大し、南方へと亀裂が延びたという説である。

地震の震源の深さ。
ジョンストン＝ラヴィス博士は9か所で地震の出現角度を測定したが、いずれも建物の亀裂からのものであったため、前述のような誤差要因の影響を受ける可能性があった。一方で、震源深度が浅かったため、ナポリ地震の場合よりも波の経路の屈折は全般​​的に少なかったと考えられる。これらの観測結果から示された震源深度は、 [55]約615フィートと2,885フィートですが、焦点の大きさは観測が行われた地域の大きさとほぼ同程度であったため、予想されたほどの差ではありません。ジョンストン＝ラヴィス博士は平均深度を約1,700フィート、つまり1マイルの3分の1弱としています。

ショックの性質。
震源の深さが限られていたことは、震源の性質からも明らかです。震源が全体的に下振れまたは垂直方向に動いたのは、実際の等震帯内でのみでした。震源から近い場所では、下振れと波状の両方の動きが見られました。一方、等震帯付近およびその外側の大部分では、完全に波状または横方向の動きでした。ペローネ（震源地から東に1マイル2/3マイル）の観測者は、この地震について次のように述べている。「私はバルコニー（カザミッチョラに面している）に立って景色を眺めていたところ、家が揺れるのを感じ、同時に地面の下で何かが転がっているような感覚を覚えました。この揺れには、ブー、ブー、ブー、ブー、ブー、ブー、ブーという音が伴っていました。音と動きの両方がカザミッチョラから聞こえてきたようでした。数秒後、町の遠くで恐ろしい白い砂埃が立ち上り、町が燃えているのではないかと想像しました。ほとんど、あるいはまったく揺れを感じませんでしたが、バルコニーの手すりに寄りかかると、手すりに押し付けられたり、引き離されたりする感覚がありました。」

しかし、フォンタナでは、波動的な衝撃は垂直方向の衝撃に変わりました。これは誰もが経験したことですが、1人か2人は少し不快感を覚えました。[56]直後に横方向の動きが見られました。フォンタナから約1マイル離れたヴァッレ（バラーノ近郊）とピエホでは、垂直方向の動きも確認されました。

余震。
余震は少なく、震度も弱かった。ジョンストン＝ラヴィス博士は、以下の日付を挙げている。3月7日午前0時5分と正午、3月11日～12日、15日～16日、17日～18日、27日（？）、4月5日と6日、そして7月18日午後8時30分。一連の地震の中で強いと記録された唯一の地震は、3月15日～16日の深夜にカザミッチョラで発生した。最後の7月18日の地震は、ゴロゴロという音と弱い揺れで構成され、ファンゴで最も顕著に感じられた。

1883年7月28日の地震。
1881年の経験にも地震学者の警告にもひるむことなく、カザミッチョラは再建されましたが、さらに甚大な被害を受けました。1883年7月28日午後9時25分、イスキア島で記録に残る最も破壊的な地震が発生しました。地震は約15秒間続き、過ぎ去る前にカザミッチョラ、ラッコ、フォリーオの廃墟の上に土煙が立ち上りました。1,200戸の家屋が破壊され、2,313人が死亡、カザミッチョラだけで1,800人近く、800人以上が重傷を負いました。ジョンストン＝ラヴィス博士は次のように述べています。「カザミッチョラとカンポで実際に起きたことほど、建物の完全な破壊を想像できるものはありません。翌週の月曜日、破壊された場所を見渡すと、（わずかな例外を除いて）壁の根株だけが残っているのがわかりました。」

[57]ジョンストン＝ラヴィス博士は再び約3週間島に滞在し、新たな地震の影響を、これまでと同様の熱意と幅広い経験をもって調査しました。彼の研究論文は、現在、イスキア島地震に関する主要な参考文献となっています。イタリアの地震学者数名からも調査が行われ、その中には、イスキア島における地震研究の主催者であるM.S.デ・ロッシ教授、ベスビオ山天文台の創設者であるL.パルミエリ教授、そして特にG.メルカリ教授が名を連ねています。メルカリ教授の貴重な回想録は、ジョンストン＝ラヴィス博士の報告書の重要な点を補足しています。

準備標識。
1881年7月18日にその年の最後の地震が感じられてから1883年7月28日までの間は、ほぼ完全に静穏な状態でした。1882年3月初旬、カザミッチョラで数回の微動が観測されました。1883年7月24日には、壁に釘で吊るされた時計が午前6時と9時に揺れているのが目撃され、同日午前8時半頃、カザミッチョラでゴロゴロという音を伴う微動が感じられました。また、28日、大きな地震の約15分前に、カザミッチョラのある観測者が、地下で物音が聞こえ、そのため何人かが家から出たと述べています。

温泉では、震災の1、2日前に水量や温度の上昇、水量や純度の変化など、様々な変化が見られたと主張されています。噴気孔が激しく噴き出し、炎が上がったとも言われています。[58]広く引用されているものの、十分な証拠に基づいているとは言い難い。一方、ジョンストン＝ラヴィス博士は地震発生後24時間以内に島に到着し、さらに1日も経たないうちに、現象が発生したとされる場所のほとんどを調査したが、特筆すべき変化やそのような兆候は見つからなかった。また、彼が述べているように、イスキア島の泉や噴気孔の温度は地震がなくても大きく変動することがあり、グルジテッロの泉の水温は時折30度から40度も変化することがある。したがって、一般の人々を不安にさせるほどではない1、2回の地震と地中の騒音を除けば、大地震の決定的な前兆はなかったと結論付けることができるだろう。

等震線と擾乱地域。
図 16 の曲線は、ジョンストン・ラヴィス博士が描いた等震線を表しています。1881 年の地震の場合と同様に、これらの曲線はそれぞれ建物の完全破壊、部分破壊、軽微な被害の地域を区切っていますが、外側の線は通過した土地の範囲が狭いため、その経路は推測の域を出ません。最初の等震線は長さ約 2.5 マイル、幅約 1.5 マイル、面積 3 平方マイルです。2 番目は長さ約 4 マイル、幅 3.5 マイル、面積 11 平方マイルです。3 番目は長さ約 6.5 マイル、幅 6 マイル、面積 30 平方マイルです。メルカリ教授が描いた曲線 (図 14) は、これらの 2 番目の線とほぼ一致しています。

フォンタナでは、被害は[59]周囲の地域も同様でしたが、もちろん前回ほど顕著な違いはありませんでした。

1883 年のイスキア地震の等震線。
図16.—1883年のイスキア地震の等震線。リストへ

イスキア島外では、プロチダ島全体とヴィヴァラでその衝撃がはっきりと感じられた。本土では、[60]ポッツオーリまで遠くまで、またカザミッチョラから20マイル離れたナポリでも、数人がこの地震を報告しています。この都市の大学の地震計は、2回の小さな揺れを記録しました。最初の揺れは午後9時10分、2回目の揺れは午後9時25分で、より強い揺れでした。デ・ロッシは、午後9時30分頃、チェッカーノ、ヴェッレトリ、ローマの地震計が非常にゆっくりとしたうねりを伴う揺れを記録したと述べています。また、揺れた範囲の規模を推定する資料はありませんが、イギリスで発生した中程度の強さの地震の揺れよりもはるかに小さかったことは間違いありません。

震源地の位置。
被災地の規模が限られていたため、たとえ時間的な観測が可能であったとしても、震源地の位置を特定するには不十分だっただろう。そのため、ジョンストン・ラヴィス博士とメルカリ教授はともにマレットの方法に頼った。前者は以前と同様に、主に被害を受けた建物の亀裂に頼り、後者は柱やその他の物体の転倒や移動に頼った。

ジョンストン＝ラヴィス博士は65地点で地震波の進路方位を測定し、そのうち約3分の1の地点で2回以上の観測を行うことができた。方位は1881年と同じ地域に収束しているが、交差する範囲はより広い。図16に陰影で示されている、最大鉛直破壊を伴うメイゾサイスム帯も、同じ形状で、範囲はわずかに広く、ラッコ山の上流からフラッソ山の少し南まで広がり、長さは約1マイル（約1.6キロメートル）に及ぶ。最大衝撃の中心は1881年と同じ位置、あるいはおそらくもう少し南にあった。

[61]メルカリ教授は48地点で観測を行いましたが、前任者と同じ観測点が得られたのはそのわずか6地点だけでした。教授はまた、方位角のほとんどがカサメネラに向かって収束し、細長い領域内で交差していることにも気づきました。この領域はジョンストン＝ラヴィス博士の減震帯と同じ方向に走っていますが、細長くなく、やや南に位置しています。しかし、全体としては両領域の一致は驚くほど良好です。

フォンタナには再び第二の震源があったようだ。ジョンストン＝ラヴィス博士によると、この町では二つの異なる種類の被害があった。1881年と同様に、垂直方向の打撃の痕跡があり、家屋を完全に破壊したのはこの一件だけだった。しかしそれに加えて、他のものと同じくらい広範囲に分布しているが、明らかにそれほど激しい動きによって生じた別の独立した亀裂群があった。これらは、北から北北西の間、つまりほぼ正確に中層地震帯の線上にある、低い出現角を持つ波の経路を示している。しかし、フォンタナの南には、パンサ、セッラーラ、バラーノなど、震源地であるカサメネッラから方位がかなり大きく異なる地域がいくつかある。これらの方位は12あり、すべてがエポメオの火口を横切り、その半分がフォンタナから数百ヤード以内を通過したことは注目に値する。

地震の震源の深さ。
ジョンストン・ラヴィス博士は24箇所で出射角の測定を行い、[62]亀裂壁からのあらゆる事例。彼の研究結果を示す図の大部分は図17に再現されている。図13と同様に、水平線は海面を表し、長い垂直線は震源地を通り、短い線はフォンタナを通る。[63]前者の左側は震源の東側にある地点への初期の波の軌跡を示し、右側は（1つの例外を除いて）同じ子午線の西側にある地点への波の軌跡を示している。垂直線上に小さな水平線が挿入されており、海面下10分の1マイル単位の深さを示している。

1883 年のイスキア地震の地震垂直方向の波の経路の図。
図17.—1883年のイスキア地震の地震鉛直方向の波の経路図。（ジョンストン・ラヴィス）リストへ

震源直下の深さが最も深くなると推定される6つの出現角度はすべて、パンサとバラノを結ぶ線に近い島の南部で測定された。これらのうち5つの見かけの深さは、他の波の経路から得られた深さよりもはるかに深いことがわかる。これらの観測を除くと、残りの18の観測では、深さは約450フィートから約3,350フィートの範囲で、平均深さは1,730フィートとなる。[24]つまり約3分の1マイル、つまり1881年の地震で発見された平均深度とほぼ同じです。

6つの例外的な出現角は、エポメオの南にある方位角の異なる地域から生じています。対応する方位角のうち3つはフォンタナの中心から4分の1マイル以内を通過し、残りの3つはいずれも同じ地点から4分の3マイル以内を通過します。ジョンストン＝ラヴィス博士は、この町の真下に副焦点が存在するとは考えていませんが、存在すると仮定してその平均深度を計算し、海面下約1,560フィートであることを明らかにしました。この結果は、カサメネッラ付近の焦点の計算平均深度と驚くほど近いものです。

[64]
ショックの性質。
中層地震帯では、初期微動も地鳴りのような音も全く聞こえなかった。地震の発生は実に突然で、生存者の多くは衝撃を意識する前に、家の瓦礫の下に埋もれていた。破壊はほぼ瞬時に起こり、4、5回の垂直方向の衝撃によってもたらされた。その威力はあまりにも強烈で、一部の観測者によると、カザミッチョラは空中に飛び上がったように見えたという。その後、誰もが気づかなかったが、あらゆる方向から来るようなうねりが続いた。衝撃は合計で15秒以上続いた。[25]そして轟音が伴い、その最中に雷鳴のような、あるいは空の樽に大きな打撃を与えたような爆発音が聞こえた。

ペローネ、ペンネッラ、下ラッコなどの中規模地震発生地域のすぐ近くでは、依然として沈下運動がより顕著であったが、パンツァ、テスタッチオ、バラーノ、イスキア、バーニョなどのさらに離れた地域では、沈下運動の後にはっきりとした水平方向のうねりが続いたが、イスキア島の外ではゆっくりとしたうねりのみが感知された。

土砂崩れ。
図16の点線部分は、1883年の地震によって引き起こされた重要な地滑りの唯一の場所を示しています。これらのうち2つは[65]エポメオの北斜面とモンテ・ロタロの西斜面には、それぞれ1つと2つの岩石が堆積した。エポメオの地滑りの材料は、浅い亀裂によって隣接する岩石からかなり前から分離されていたことが明らかで、亀裂の表面は噴気活動によって変色していた。地震直後、これらの場所から砂塵が舞い上がるのが目撃された。既に横方向に剥離していた砂塊は、地震によって再び動き出しただけであり、その後数日間、余震やその後の大雨の影響で滑り落ち続けた。

しかし、島全域で亀裂や小規模な地滑りが発生しました。北海岸の2か所では、不均一な凝灰岩の急峻な崖が甚大な被害を受け、ジョンストン＝ラヴィス博士によると、「大量の砕石が海に流されました。その後、海水によって軽石が選別されましたが、多くの場合、非常に大きな破片が数日間、近隣地域に漂っているのが見られました」とのことで、島の北側で海底噴火が発生したという説が浮上しました。

余震。
1883年の余震は1881年よりもはるかに多かった。 7月28日午後9時25分から8月3日正午までの間に、カザミッチョラでは21回の微動が記録された。 8月3日午後2時15分には激しい揺れが発生し、フォリーオでさらなる被害をもたらし、震源地から遠く離れたフィアイアーノ、バラーノ、フォンターナにも被害が及び、地滑りの規模が拡大した。[66]エポメオ。この地震はベスビオ山の観測所でも記録された。

この後、揺れの頻度は減り、揺れも小さくなった。カザミッチョラでは、その年の残りの期間に12回、1884年の前半に6回感じられた。島の他の場所でも、数回の揺れとゴロゴロという音が観測された。その中には、8月12日と15日にフォンターナで聞こえた音、8月17日に同じ場所で聞いた弱い揺れがある。また、9月4日の午前10時30分と10時40分には、バラーノ、セッラーラ、フォリーオで弱い揺れがあった。1884年3月27日午後2時7分には、別の強い揺れが発生した。最も強かったのはセッラーラで、揺れは微弱で、揺れは微弱だった。チリオ、パンツァ、フォリーオ、フィアイアーノ、カザミッチョラでは、微弱ではあったが、それほど強くはなく、イスキアでは非常に弱かった。この一連の地震は翌年の夏には終息したようで、7月21日にカザミッチョラで軽い地震があり、7月23日には北はカザミッチョラから南はセッラーラまで強い地震が感じられました。

余震のほとんどはカザミッチョラ近郊で発生したと思われますが、複数の震源地が活動していたことは注目に値します。いくつかの震源地はイスキア島でのみ記録されました。その他の震源地は、前述のように、主に島の南部、特にセッラーラとフォンターナといった小さな町に影響を与えました。

イスキア地震の特徴。
1302年の噴火後、イスキア島は比較的静かな時期を迎えた。1762年に活動が再開し、それ以降、[67]1796年、1828年、1881年、そして1883年の4つの大地震がありました。これらの地震は、強度の増大を除けば、あらゆる点で一見同一でした。メルカリ教授が言うように、それぞれは、それ以前の地震の規模が異なるだけの単なる複製でした。これらの地震が互いに類似し、平均的な地殻変動性地震と異なる主な特徴は、震源の一致、震源の浅さ、そして主震動の突然の発生です。

1.震源の一致 —メルカリ教授の地図からコピーした図14は、これら4回の地震によって建物が深刻な被害を受けた地域を示しています。1796年、1828年、1881年の曲線はほぼ同心円状になっています。1796年の地震はカザミッチョラの西側でのみ壊滅的な被害をもたらしました。1828年には、コヴェッリによれば、「最も被害が大きかったのはカザミッチョラの地域そのものではなく、カザミッチョラの西に位置するファンゴ地区とカザメネッラ地区の間の、カザミッチョラから少し離れた地域でした」。[26]震源地の大きさはわずかに異なっていたかもしれないが、位置的には4つすべてがほぼ、あるいは完全に一致していたことは明らかである。1881年と1883年の震源帯も形状が似ており、同じ方向に伸びていた。

これまで見てきたように、過去2回の地震ではフォンタナ周辺に二次的な中規模地震域の非常に明確な証拠があったが、1828年の地震でもこれが顕著であったことは注目に値する。「ファンゴ地区の振動の中心の他に」とコヴェッリは言う。「[68]フォンタナの地域にその兆候が現れ、周囲の地域よりも激しく感じられた。あたかも、以前の地域とは独立して、別の運動の中心がその地域から生じたかのようであった。

2.震源の深さが浅いこと。マレットの方法は、前述の通り、震源の深さを正確に推定したり、その大きさ以上のものを示したりすることは信頼できない。しかし、ジョンストン＝ラヴィス博士が過去2回の地震について算出した深さが、どちらもわずか3分の1マイル弱であることは注目に値する。実際の深さもこの値とそれほど変わらない可能性が高い。震源が垂直、あるいは震源に極めて近い位置にあり、震源からわずかな距離では水平であったという地震の性質は、石材の亀裂と同様の性質を持つ個人的な証言に過ぎず、当然ながら同じ結果を示している。

焦点深度と強度の低下率の関係を示す図。
図18.—焦点深度と強度の低下率の関係を示す図。リストへ

しかし、私たちが頼りにしなければならない最も決定的な証拠は、非常に狭い範囲に分布する地域の中心における、地震の並外れた強さである。イギリスでは、同じ大きさの地域で感じられる地震は、中心部では駅のプラットホームを通過する列車の揺れを超えることはまずないだろう。図18の曲線は、震源の深さに応じて震度の減衰率がどのように変化するかを示している。これらの曲線は、地表上のどの地点でも震度は震源からの距離の2乗に反比例するという仮定に基づいて描かれている。曲線a、b、cは、震源の深さが0.5～1.5メートルである。[69]水平線の下の数字はそれぞれ1/3マイル、1マイル、2マイルであり、水平線の下の数字は震源からの距離（マイル）を表しています。このように、震源から外側に向かって震度が急速に弱まっていることから、イスキア島の4つの大地震のいずれにおいても、震源の深さは非常に浅かったことがわかります。

3.地震の突発性。 1796年には前兆となる地震の記録は残っておらず、証拠も乏しい。1828年と1881年には前兆となる地震の記録は残っていない。1883年には、地震起源と思われる1、2回の微動と地中からの音が、少数の人々に前兆として伝わった。実質的には、前兆となる地震は見られなかった。

さらに注目すべきは、大地震の突然の到来である。前兆となる微動や地鳴りのような音はなく、動物が不安げな様子を見せることも、木や地面から鳴き声をあげる鳥もいなかった。コヴェッリによれば、1828年の地震は「ほぼ垂直に、下から上へと襲いかかる3つの強力な衝撃によって告げられた」という。そして、同じ言葉は1881年と1883年の地震にも同様に当てはまる。いずれの地震でも、家屋の倒壊はほぼ瞬時に起こり、最初の振動と同時に発生した。

あらゆる点で、構造性地震はイスキア地震とは大きく異なります。連続する地震の震源が一致することは稀で、特定の線に沿って移動する明確な傾向を示します。震源から外側に向かうにつれて震度はほぼ常に緩やかに減少するため、震源が比較的深いところにあることを示しています。また、これらの地震にはほとんど例外なく、一連の小さな揺れやゴロゴロという音が先行するか、不安定な地震が起こります。 [70]この地域では、その頻度が著しく増加している。これほど大きな違いがあるため、イスキア地震は明らかに地殻変動性地震のカテゴリーから除外されている。

イスキア地震の起源。
一方、イスキア島の地震には、真の火山性地震と密接に関連するいくつかの特徴があります。

1. これらの火口は、エポメオ火山の北斜面の下部に起源を持ちます。エポメオ火山は完全に死火山であると考える理由はなく、むしろ長い間隔で噴火を繰り返している火山です。この地域は、今のところ寄生クレーターが占めていませんが、エポメオの中央円錐丘との関係は、モンテ ロタロ、モンタニョーネ、クレマーテなどの最近のクレーターが位置する場所と同じです。
2. 1881年と1883年の地震の震源はいずれも細長い帯状をしており、その軸はエポメオの旧火口の中心を通ることになる。この帯状の線に沿って、モンテ・チートとイグナツィオ・ヴェルデの噴気孔、そしてリタとカピテッロの温泉が分布している。メルカリ教授が示唆するように、これらの事実から、地震の震源は火山の放射状の断層線と一致していると考えられる。メルカリ教授が追跡した断層の軌跡は、図14の実線で示されている。[27]
3. 実際の噴火との関係を除いて、[71]イスキア地震は、エトナ山の斜面を時折揺らす真の火山性地震によく似ています。これらの地震は、比較的狭い擾乱地域の中心で大きな震動強度を持つこと、震源がしばしば円錐状に放射状に伸びていること、同じ地域で同様の特徴を持つ地震が頻繁に繰り返されることが特徴です。また、通常は火山噴火に少し先行しますが、噴火と同時または後に発生することもあります。[28]

イスキア島の地震とエポメオの構造および歴史との間に何らかの関連があることを示唆すると考えられる他の 2 つの現象があります。

1828年、1881年、そして1883年の3つの地震において、フォンタナに第二の震源域が存在し、その震源域内では主に亜地震動が生じたという明確な証拠があることを見てきました。ジョンストン＝ラヴィス博士は、二つの震源が存在する可能性を認めながらも、別の説明を主張しています。[29]しかし、1883年の破壊地域の南側の境界が広く拡大し、余震のいくつかが南側に限られていたため、[72]島の地形は、エポメオのクレーターの下に第二の中心が存在することを示唆しているように私には思えるが、それはカサメネラの下にある主の中心から完全に離れているわけではないかもしれない。

また、メルカリ教授が指摘するように、エポメオ山の斜面における過去の噴火はすべて非常に激しい地震を伴っていました。一方、1302年以前には、噴火を伴わずに島で発生した壊滅的な地震は、これまでのところ1件しかありませんでした。また、近年の活動再開（すなわち1762年以降）における主要な地震は、建物への被害、人命損失、あるいは破壊範囲の広さのいずれにおいても、継続的に強度が増加していることにも注目すべきです（図14）。

したがって、近年のイスキア島地震は、新たな火山噴火を誘発しようとする試みが幾度となく失敗に終わったに過ぎないと結論付けるのは妥当なように思われる。かつてエポメオとその寄生クレーターに存在していた通路が塞がれたため、地下の高温のマグマは新たな出口を探さざるを得なくなった。マグマの張力が徐々に高まり、上部の地殻がついに裂けるか、あるいは裂け始めていた亀裂が拡大し、流動性の岩石がほぼ瞬時に、開いた亀裂に勢いよく注入される。そして、それを封じ込める壁によって突然阻止されることが、地震の最終的な原因となる。マグマの膨張に伴い、その張力は直ちに低下し、再び臨界点に達して更なる破裂が生じ、第二の衝撃波が発生するまでには、ある程度の時間がかかる。[30]

[73]したがって、イスキア島の大地震が起こるたびに、私たちは、その亀裂がついに地表に達し、カサメネッラの遺跡の上に新たな寄生円錐が出現し、1302 年のクレマーテのように、そこから溶岩が海に向かって流れ落ちるであろうその瞬間に一歩近づいていると私は信じている。その瞬間は近いかもしれないし、非常に遠いかもしれない。

参考文献

1. Baldacci、L. —「Alcune ossservazioni sul terremoto avvenuto all’ Isola d’Ischia il 28 luglio 1883」イタル。コム。ゲオル。ボル。、vol. xiv.、1883、157-166 ページ。
2. Daubrée、A. —「Rapport sur le tremblement de terre ressenti à Ischia le 28 juillet、1883; probables des tremblements de terreを引き起こす。」パリ、アカド。科学。、完了。レンド。、vol. xcvii.、1883、768-778 ページ。

3.デュ・ボア、F. —「イスキア島の地震」。日本地震。社会トランス。、vol. vii.、pt i.、1883-84、16-42ページ。

4. ——「イスキア島の地震に関する追加ノート」同書、第8巻、1885年、95-99ページ。

5.ジョンストン・ラヴィス、HJ —イスキア島の地震に関するモノグラフ（1885年）。

6. Mercalli, G. — Vulcani e fenomeni vulcanici in Italia ( Geologia d’Italia の第 iii 巻、G. Negri、A. Stoppani、および G. Mercalli 著)、1883 年、46-50、331-332 頁。
7. —— L’Isola d’Ischia ed il terremoto del 28 luglio 1883 (ミラノ、1884)。

8.パルミエリ、L.、E.A. オリアロロ。 —「イスキア島、1883 年 28 月、スル テレモト デッラ」。ナポリ、R. アッカド。アッティ、vol. i.、1884、1-28 ページ。

[74]9.ロッシ、MS de. —「Il terremoto di Casamicciola del 4 marzo 1881」ブル。デル・ヴァルク。イタル。、anno viii、1881、5-12ページ。 (同じ巻の 22、38 ～ 42、52 ～ 53、67 ～ 68、70 ～ 74 ページに異なる著者による短い通知があります。)

10. —— 「Raccolta di fatti, relazioni, bibliografie sul terremoto di Casamicciola del 28 luglio 1883, con brevi osservazioni.」 ブル。デル・ヴァルク。イタル。、anno xi.、1884、65-172ページ。
11. —— 「Casamicciola del 4 Marzo 1881 の Intorno all’ odierna fase dei terremoti in Italia e segnatamente sul terremoto」 イタル。社会地理。ボル。、1881年。

12.セルピエリ、A. —「Sul terremoto d’Ischia il 28 luglio 1883」。スクリッティ ディ シスモロギア、Pte. ii.、207-216ページ。

13. ——「1883年イスキア島イル28日、スル・テレモト」 同上。、217-232ページ。

脚注:
[21]網掛け部分は主要な粗面岩塊、破線は現在でも確認できるクレーターの境界、点線は1796年、1828年、1881年、1883年の地震（メルカリの推定による）によって建物が被害を受けた地域の境界を示しています。実線は、これらの地震とおそらく関連していた放射状の断裂の位置を示しています。粗面岩塊とクレーターは、以下の表で示されています。

a.エポメオ。 k.マレコッコ。
b.トリッピティ。 l.ザイル。
c.ヴェッタ。 m.ロタロ。
d.ガロフォリ。 n.モンタニョーネ。
e.ヴァトリエール。 p.バニョ。
f.カンパニャーノ。 q.タボル。
g.ヴェッツァ。 r. P. カスティリオーネ。
h.インペラトーレ。 s.火葬。
i. C. セントアンジェロ。 t.アルソ。
j.ロ・トッポ。 u.ポルト・ディスキア。
[22]モンテ・カンパニャーノはこの声明の例外となる可能性があります。

[23]1559年と1659年に島で地震が起こったが、少なくとも1回は外部から発生したものだった。

[24]メルカリ教授は、最も信頼できると考えられる出現角度の 5 つの推定値から、平均深度が約 3,280 フィートであることを見出しました。

[25]デ・ロッシ教授は、平均持続時間は10秒をわずかに超える程度と推定しました。一方、ジョンストン＝ラヴィス博士は、一般的な推定値である15秒はあまりにも短いと考えています。カザミッチョラの事例では、31秒という高い数値を示しました。

[26]ジョンストン・ラヴィス博士によるコヴェッリの回顧録の有用な翻訳から引用。

[27]バルダッチは、フォリーオ、ステネッキア、モンテシト、カザミッチョラ、カスティリオーネの温泉と噴気孔は、フォリーオからカザミッチョラを経てプンタ・ディ・カスティリオーネ付近に至る接線断層に沿って位置していると推測している。しかし、メルカリはこの推論に強く反論している。

[28]メルカリ教授は、イスキア島の地震と火山現象の4番目の接点として、1828年、1881年、1883年の地震の前、または同時、あるいは後に起こった噴気孔と温泉の変化を挙げています。

[29]「フォンタナはエポメオの巨大なクレーターの中心に位置しており…したがって、古代の煙突の真上に位置しています。この煙突は、おそらく古い固結した粗面岩の塊で満たされており、火成岩貯留層まで下降していると考えられます。副裂け目の更なる破裂を引き起こす可能性のある火成岩の塊は、高弾性の粗面岩の柱に沿って圧力や振動の変化を伝導することになります。一方、同じ地球波は周囲の非弾性の凝灰岩によって打ち消されるか吸収されるため、衝撃は地表に対して垂直に、かつ明確な境界を持つ狭い範囲に伝わります。主要な局所的な衝撃の後、波動のような感覚は、カサメネラの真下にある大きな衝撃源から到達したものでした。」

[30]上記の段落は、ジョンストン＝ラヴィス博士が見事に明快に述べた論拠の要約である。故パルミエリ教授は、擾乱地域が極めて限定的であることを根拠に、この見解に異議を唱えた。しかし、パルミエリ教授の難題は、震源が小さく浅いと仮定することで解決される。この仮定は、メイゾサイスム帯の短さ、そしてこの帯に垂直な方向への等震線の長さによって裏付けられている。

[75]
第4章目次
1884 年 12 月 25 日のアンダルシア地震。

ほとんどの国では、主要な地震発生地域は限定されています。例えば、日本中部では、東海岸で地震が頻繁に発生する一方、西海岸は比較的穏やかです。1893年から1898年にかけてギリシャ王国で感じられた地震のうち、63%はザキントス島で観測され、その大半は同島内で発生しました。イベリア半島内陸部、レオン、新カスティーリャ、旧カスティーリャでは、破壊的な地震はほとんど発生していません。一方、ポルトガル中部・南部、アンダルシア、カタルーニャの沿岸地域では、壊滅的な地震が発生することで知られています。

18 世紀、地震活動は主にポルトガルに集中し、1755 年のリスボン大地震で頂点に達しました。次の世紀には、震源地は半島の西側から南側に移り、ポルトガルは比較的穏やかな状態が続きましたが、アルメリアでは 1804 年、1860 年、1863 年に、ムルシアでは 1828 年から 1829 年、および 1864 年に破壊的な地震が発生し、本章で説明する 1884 年から 1885 年のアンダルシア地震につながりました。

主地震への備え[76]1884年12月25日は、異様に不明瞭な地震でした。その1、2日前からアンダルシア地方のあちこちで揺れが感じられましたが、非常に弱く、ほとんど気づかれることはありませんでした。12月24日から25日にかけての夜には、コルメニャール（図19）とサファラヤでそれぞれ小さな揺れが1回ずつ観測されました。25日には、マラガで微かな地殻変動が観測され、ペリアナでも数回の弱い揺れが観測されました。そしてその直後、マラガ時間午後8時50分頃、グリニッジ標準時午後9時8分頃に大きな揺れが起こりまし た。

この地震は、少なくとも3つの公式委員会によって調査されました。最初の委員会は、1885年1月7日にスペイン政府によって任命され、4名の委員で構成され、委員長はスペイン地質調査所長のMFデ・カストロ氏でした。この委員会の報告書は、3月12日に農業大臣などに提出されました。2月初旬には、科学アカデミーによって任命されたフランス委員会が災害現場に赴きました。F.フーケ教授を委員長とし、MM.レヴィ、ベルトラン、バロワ、オフレ、キリアン、ベルジェロン、ブレオンの各氏を委員とするこの委員会は、しばらくして中部地域の地質を調査する委員会へと改組されました。そして、700ページを超える四つ折り本（1889年出版）に及ぶ膨大な報告書のうち、地震に直接関係しているのはわずか55ページです。 4 月の初め、イタリア政府から派遣されたタラメッリ教授とメルカリ教授がアンダルシア地方に到着しました。数か月後にリンチェイ王立アカデミーで発表された彼らの回想録は、地震に関する私たちの知識へのこれまでで最も貴重な貢献となっています。

[77]
地震による被害。
中震地域（図19および20参照）は、マラガ市とグラナダ市からほぼ等距離にある山岳地帯にあります。約900平方マイルのこの地域では、しっかりと建てられた家以外はすべて壊滅的な被害を受けました。村全体が倒壊しました。周辺地域では多くの建物が大きな被害を免れ、完全に破壊されたのはごくわずかでした。スペイン委員会の推計によると、グラナダ県では3,342軒の家が完全に破壊され、2,138軒が部分的に破壊されました。マラガ県では1,057軒の家が完全に破壊され、4,178軒が部分的に破壊されました。2つの州では合わせて6,463軒の家が被害を受け、合計17,178棟の建物が程度の差はあれ深刻な被害を受けました。

南ヨーロッパではよくあることですが、粗悪な建築と狭い道路が財産損失の大きな原因でした。きちんと建てられ、良質な材料で建てられた家屋は被害が軽微でした。しかし、この場合は、地盤の急勾配、基礎の質の悪さ、そして地盤の岩盤の性質が、被害の一因となっていました。多くの建物は以前の地震でも被害を受けており、1884年の地震によってようやく完全に崩壊しました。

死者数は様々な推計がある。スペイン委員会によると、グラナダ県では690人が死亡、1,426人が負傷、マラガ県では55人が死亡、59人が負傷し、合計で745人が死亡、1,485人が負傷した。イタリアの地震学者は、追加の資料を入手し、[78]死者総数は750人、重傷者数は1,554人です。グラナダ紙「エル・デフェンソール」の記者もこの件について綿密な調査を行いました。グラナダだけでも、死者は828人、負傷者は1,164人と推定されています。

イタリアの報告書に掲載されている表によると、アルハマで330人、アレナス・デル・レイで118人、アルブニュエラスで102人、ベンタス・デ・サファラヤで77人、ペリアナで40人が死亡した。死亡率はアレナス・デル・レイで9人、ベンタス・デ・サファラヤでほぼ同数、アルハマ、アルブニュエラス、ペリアナで3～4人であった。これらの数字を、ナポリ地震によるモンテムッロの死亡率71%、および約45%と比較すると、 1883 年のイスキア地震によるカザミッチョラの被害状況を見ると、アンダルシア地震での人的被害が比較的少なかったことがわかります。イタリアの委員たちは、この例外は震源地のすぐ近くに居住地がなかったことと、破壊的な振動が地震の終わり頃に発生したため、脱出の機会があったためだと考えています。

等震線と擾乱地域。
図19は、イタリアの委員によって描かれた主要な等震線を示しています。震源域は、地震が壊滅的な被害をもたらしたすべての場所を含み、東西に40マイル、幅28マイル、面積約886平方マイルの楕円形（地図上の1で示す）で囲まれています。次の等震線（2）は、 [79]いくつかの建物は破壊されましたが、概ね完全には破壊されず、人的被害もありませんでした。境界線も楕円形で、長軸は約110キロメートルの長さで、ほぼ東西に走っています。南に向かうと、この領域は海によって分断されます。これらの等震線は同心円状ではなく、2番目の等震線は[80]西と南西方向への地震は、反対方向よりもはるかに広範囲に及んでいます。3つ目の等震線（地図には示されていません）は、地震が「非常に強い」、つまり家屋の壁にひび割れが生じる程度だった地域を囲んでいます。この等震線は2つ目の等震線と形状が似ており、南西はエステポーネ、西はオスナ、コルドバ、セビリア、北はハエンまで達し、東はアルメリアの手前で止まります。

アンダルシア地震の等震線。
図19.—アンダルシア地震の等震線。（タラメリとメルカリ）リストへ

フランス委員会も地震の地図を公表しており、メルカリ教授のような経験を積んだ地震学者の研究の方がおそらく信頼性が高いとはいえ、彼の等震線と彼のフランス人の同僚が得た等震線（図20に再現）を比較してみるのも興味深い。この図の曲線は、それぞれ、地震によって破壊された場所、深刻な被害を受けた場所、軽微な被害を受けた場所を含むように描かれている。したがって、それらは図19の線と一致するはずである。それらは形がかなり異なっていることがわかるが、同時に、中等震域の東西方向の伸長や、外側の2つの等震線が西と南西の方角へ大きく延びているなど、いくつかの一致点を示している。最も大きな相違点は3番目の等震線の東側部分にあり、イタリア人によれば、それは図20に含まれる範囲を超えており、フランス人によれば、シエラネバダ山脈の巨大な岩塊によって押し返されている。

アンダルシア州以外では、地震は北はマドリードやセゴビア、西はウエルバ、カルセレス、リスボン、東はバレンシアやムルシアまで感じられた。[81]南では、動揺した地域の大部分は地中海によって遮断されており、アフリカの反対側の海岸からの記録は見当たらない。地震による動揺した地域は、フランス委員会によって約154,000平方マイル、イタリア委員会によって約174,000平方マイルと概算されているが、震源が [82]マドリッドの時計を止めて鐘を鳴らすほど強力であるにもかかわらず、これらの値の大きい方でも小さすぎることは明らかです。

アンダルシア地震の等震線。
図20 アンダルシア地震の等震線（フーケ他）リストへ

感じられなかった地震。
リスボンにおけるアンダルシア地震の磁気記録。
図21.—リスボンにおけるアンダルシア地震の磁気記録。（フーケ他）リストへ

しかし、擾乱を受けた地域のはるか外側では、長くゆっくりとした波が地表を高速で駆け抜け、磁力計などの精密機器を妨害した。1世紀以上前、1755年のリスボン大地震はスコットランドの湖沼に振動を引き起こし、また別の機会には、遠隔地の地震の影響が孤立した場所で目撃されていた。しかし、1884年、アンダルシア地震の地震波が遠方の観測所で同時に記録されたことが広く注目を集め、世界的な地震観測網の構想が生まれた。そして、その基盤は10年も経たないうちに築かれた。

イタリアでは、2つの観測所で地震の記録と思われるものが得られたが、記録された時刻がおおよそであるため、地震との関連性は確認されていない。ローマ近郊のヴェッレトリでは、ガッリ教授の地震計が午後10時にわずかな動きを記録し、ローマではデ・ロッシ教授が午後10時15分に異常な振動を示すトロモメーターを発見した。[31]

しかし、最も興味深い記録は、リスボン、サンモール公園（パリ近郊）、グリニッジ、そして [83]ヴィルヘルムスハーフェン。リスボンでは記録が非常に鮮明です。図21に示すように、赤緯、水平力、鉛直力の磁石の曲線は、午後8時33分（リスボン時間、GMTでは9時9分45秒）に突然途切れています。この擾乱は赤緯曲線で最大、鉛直力曲線で最小で、3つの地点すべてで約12分間続き、通常の磁気擾乱とは全く異なります。サンモール公園の磁力計は地震計として不適格だったようで、 午後9時24分（パリ時間、グリニッジ標準時9時14分39秒）から曲線を再検査したところ、わずかな痕跡が見つかっただけだった。グリニッジでは、W・エリス氏の記述によると、「9時15分に、偏角磁極と水平力磁極の磁石に同時に小さな変動が生じた。…この時点で両方の磁石はわずかに振動しており、偏角磁極の振動幅は約2フィート、水平力磁極の振動幅は全水平力のほぼ0.001に相当した」という。ヴィルヘルムスハーフェンの3つの磁力計のうち、地震発生時に何らかの動きを示したのは1つだけだった。偏角磁極は変動がなく、水平力磁極の曲線は偶然に中断されたが、垂直力磁極の曲線は非常に顕著な揺れを示した。午後9時52分（ヴィルヘルムスハーフェン標準時、または9時29分29秒、GMT） から、針の急速な動きが動きが止まるまで記録できなかったため、曲線は4分間途切れました。[84]次第に弱まり、さらに午後9時59分、10時、10時2分、10時5分にも擾乱が発生した。[32]

震源地の位置。
最も内側の等震線は大きすぎ、時刻記録は不正確すぎるため震源の位置を特定することはできず、両委員会は方向の観測に頼った。フーケ教授とその同僚は主に吊り下げランプの振動に頼り、タラメッリ教授とメルカリ教授は彫像やその他の物体の倒れたり移動に頼り、建物の亀裂の証拠をできる限り避けた。

イタリアの観測者たちは、どの地点でも見える異なる方向の中に、通常、他の方向よりもはっきりと目立つ方向が一つあり、これが擾乱の中心からほぼ直接やってくる動きに対応すると指摘している。これらの方向（36個）をプロットすると、それらは通常、ベンタス・デ・ザファラヤ、アルハマ、ジャタルを結んで形成される三角形の中に収束し、その多くは図19の点線で境界が表される楕円形の領域を横切っていることがわかった。この領域は長さ約9マイル、幅2.5マイルで、長軸はほぼ[85]東西に広がり、その中心は中期地震域の境界を形成する楕円の西側の焦点と一致している。さらに、地震による死亡率が最も高かったベンタス・デ・サファラヤとアレナス・デル・レイの2つの地点に近く、その長軸は両地点を結ぶ線とほぼ一致している。

フランス委員会が収集した吊り下げランプの証拠は、落下物よりも一貫性がありました。どの地点においても、ランプが振動する面はほぼ一定であり、その偏差は概ね吊り下げ方法の不規則性に起因するものでした。方位角は再び楕円形の領域内で交差しており、委員会によれば、これは地震の中心地域とほとんど変わりません（図20）。しかし、フランス側の報告書に添付された地図を見ると、その大部分はアレナス・デル・レイ付近からベンタス・デ・サファラヤ付近まで東西に伸びる狭い帯状に収束しており、したがってタラメリ教授とメルカリ教授が特定した震源地とほぼ一致していることが明らかです。[33]

地震の震源の深さ。
地震の震源の深さが数マイルに達する場合、マレットの方法に対する最も重大な反論の 1 つは、地球の波が通過するさまざまな地層の屈折力が異なることにあります (p. 28)。[86]現時点ではこの反論に対抗する方法はなく、したがって震源深度の計算はすべて多かれ少なかれ疑わしい。また、場所によって断層の傾斜が大きく異なるため、実用上困難であるという指摘もある。しかし、イタリアの観測者たちは、粗末な家屋の断層や窓などの開口部から始まる断層を避け、震源に向かう均質な壁に生じる断層のみを選択することにより、この原因による誤差が大幅に減少することを発見した。こうして彼らが測定した最良の発生角度は13個あり、すべて震源域の中心から5マイルから23マイルの範囲内にあり、2つの例外を除いて中期地震帯内にあった（図19）。異なる波の経路に対応する深さは5.3マイルから23.0マイルまで変化し、13回の観測で得られた震源の平均深度は7.6マイルであった。

フランス委員会が行った唯一の推定（そして当然のことながら、委員会が相当の疑念を抱いたもの）は、ファルブが考案した方法に基づいていた。音は一般的に衝撃波に先行するため、ファルブは音波の方がより速い速度で伝わると仮定している。もし両波の速度が既知であり、かつそれらが同じ瞬間に同じ領域から始まるならば、音波と衝撃波の到達間隔から、それらが移動した距離、ひいては焦点の深さが分かるはずだ。この方法に対する重大な反論は二つ以上挙げる必要はないだろう。予備音の持続時間は焦点からの距離とともに急速に増加するはずであるが、このことを裏付ける証拠は全くない。さらに、最初に聞こえる音の振動は [87]必ずしも震源地の同じ部分から発生するわけではないが、第8章で述べるように、おそらく震源地に近い側縁から発生すると考えられる。フランス委員会は、震源地付近の前方音の平均継続時間が5秒であることを発見し、震源の深さを約7マイルと推定している。この結果は、発生角度から得られた結果と驚くほど一致するが、その点から信憑性はない。

ショックの性質。
地震の性質上、震源地全体にわたって特異な均一性が見られ、観察された主な変化は明らかに震源地からの観測者の距離に依存していた。

例えば、ベンタス・デ・サファラヤのメイゾサイスム地域（図19）では、まず雷鳴のような大きな音が聞こえ、それが止む前に激しい下振れ運動が起こり、その前に非常に短い振動があり、その後1～2秒の休止があり、最後により激しく長い一連の波動が続き、この運動全体は12秒間続きました。カシンでは3つの段階が区別され、最初は音と同時に起こるわずかな波動運動で、その後すぐに下振れ運動、休止、そしてより強い波動が続き、合計15秒間続きました。この地域で顕著な変化は、敏感な観測者が垂直振動の前と、垂直振動と最後の波動の間の休止の間に震えるような動きを感知したため、目に見えるだけだったようです。どちらの段階においても、強度は最大まで増加し、その後徐々に減少しました。ベンタス・デ・サファラヤでの動き[88]カシンはタラメリ教授とメルカリ教授によって図22の曲線aと曲線bで表されています。

第2ゾーン（図19）では、同じ2つの相が普遍的に観測されましたが、潮汐運動はそれほど顕著ではなかったか、または部分的に潮汐運動と波動運動が混在し、時には両方の相が波動運動と表現されることもありました。マラガ近郊の動きは、図22の曲線cで表されています。

アンダルシア地震の衝撃の性質。
図22.—アンダルシア地震の震源の性質。（タラメリとメルカリ）リストへ

被災地の外では、第一段階は急速にその残っていた低波状構造を失い、二つの部分の間の休止時間は震源地付近よりも著しく長くなりました。そのため、セビリアとコルドバでは、数秒間隔で二つの揺れが感じられました。セビリアの一部の観測者によると、第二段階は縦揺れで終了しました。マドリードでも、二つの部分が感じられ、その間隔は3～4秒でした。しかし、アンダルシア地方以外では、概して、前兆となるような音はなく、一つの波動のみが感じられました。

衝撃波の変化が単に距離の短短による影響であったことは、図23から明らかである。この図では、ある瞬間の強度は、異なる点から対応する曲線上の点までの距離で表されている。[89]これらの基線は、震源に近い場所に相当し、基線 a は震源から徐々に離れる場所に相当します。基線bに対応する場所では、介在する休止期間（短い線 PN で表される）の地震動の強さは非常に弱く、しばしば気づかれませんでしたが、震源近くで観測された初期地震動はまったく感知できませんでした。基線c、d、e、fに対応する場所では、地震全体の継続時間および各部分の継続時間は徐々に減少し、2 つの部分間の間隔は、最初の部分の最後の振動と 2 番目の部分の最初の振動が徐々に消えるため増加しました。これらの場所の最も遠い場所（f）では、最初の部分は非常に弱く、時々観測されないこともありました。最後に、ベースラインgに対応する場所では、最初の部分はすべての観測者に知覚できず、衝撃は単一の水平方向の波動の連続で構成されていました。

アンダルシア地震の震度の性質の変化を示す図。
図23.—アンダルシア地震の震源の性質の変化を示す図。リストへ

二重衝撃の起源。もし二重衝撃が少数の場所でしか観測されなかったとしたら、当然、その特異性について何らかの局所的な説明を求めることになる。例えば、二番目の衝撃は、地表の波が反射した地下の反響である可能性がある。[90]2種類の異なる岩石の境界面で発生する。アンダルシア地震の場合、ほぼ普遍的に観測されている二重の地震、第二段階のより大きな強度、そしてその振動周期の長さによって、このような説明は不可能である。

二重震源に多大な注意を払ったイタリアの観測者たちは、より一般的な説明をしている。彼らは、震源の二つの部分は、主に同じ震源から同時に発生した縦波と横波に対応すると考えている（13ページ参照）。前者の振動は震源で垂直で、外側に広がるにつれて徐々に水平になる。後者は震源で水平で、そこから離れた場所（例えばセビリア）ではほぼ垂直になる。また、縦波は他の波よりも速く伝わるため、震源からの距離が長いほど、二つの震源部分の間隔が長くなる。また、震源が大きいため、震源の最初の部分はどこでも瞬間的ではなく、後の振動が前の横波と合体する可能性があり、その結果、中期地震域内およびその付近では、震源の二番目の部分が最初の部分よりも強くなる可能性がある。横方向の振動が反射された縦方向の振動と一致する場合、同じ地域で同様の結果が得られる可能性があり、タラメリ教授とメルカリ教授は、そのような反射はシエラ・デ・アルミハラの古い結晶質岩石から発生し、おそらくカルタマ南西部の石灰質岩石と結晶質岩石からも発生すると考えています。

この説明はいくつかの点で満足のいくように思えるが、重大な反論を受ける可能性があり、私は[91]二つだけ挙げます。一つ目は、地震の二つの部分の間の休止時間は距離とともに確かに長くなりますが、その増加速度が十分ではないということです。セビリアでは、その休止時間は「数秒」ではなく、二、三分であるはずです。しかし、より致命的な反論は、もしこの説明が正しいとすれば、すべての地震の揺れは二つの部分から構成されるはずであり、これはごく少数のケースにしか当てはまらないということです。

一方、各部分を構成する波の速度が同じであれば、区間の長さがわずかに長くなるのは、既に述べたように、その弱い末端振動が徐々に消滅することによって容易に説明できる。いずれにせよ、ベンタス・デ・ザファラヤのように震源に非常に近い場所で、2つの部分の開始の間に長い間隔が経過したことは、各部分が別々の衝撃によるものであることを示している。そして、それぞれの動きの方向から判断すると、最初の衝撃の焦点は2番目の衝撃の焦点よりも深いところにあったと思われる。2つの焦点に対応する震源が一致していたか、あるいは多少離れていたかは、地震の性質からは明らかではないが、それらはほぼ、あるいは完全に離れており、2番目の震源は、中期地震領域を囲む楕円の東側の焦点付近にあった可能性が高い。

音響現象。
ナポリ地震では、震源地の周囲約3,300平方マイルの地域でのみ音が聞こえたが、地震で揺れた地域全体は[92]39,000平方マイル。アンダルシア地震でも同様の限界が観察された。スペイン委員会によると、グラナダ県とマラガ県の外では、この音はコルドバという1か所でのみ聞こえ、その可聴範囲は地震によって建物が被害を受けた地域に限られていた。様々な場所で、この音は通過する列車や舗装道路を走る重荷を積んだ馬車の音、遠雷、激しい嵐、あるいは重砲の発射音に例えられた。

音が聞こえた場所すべてにおいて、それは明らかに地震に先行しており、しばしばその後倒壊した家屋から音が逃げる時間を与えた。中規模地震地域におけるその継続時間は平均で約5～6秒であり、おそらく10秒を超えることは稀であった。同じ地域のいくつかの場所では、音が地震の開始と重なることもあったが、一般的には後者との間隔は非常に短く、1秒程度と推定される。この音の先行から、イタリア委員会は、音波は地震を形成した音波よりも速く伝播したと結論付けている。この推論は、両方の波が正確に同じ震源範囲内で同時に発生したという仮定に基づいている。これらの仮定に基づかない別の説明は、最近のヘレフォードとインバネスの地震を扱う第8章でより詳細に検討される。

地球波の速度。
高度に文明化された国では地震の記録時刻がかなりばらつきがあるのだから、アンダルシアの地震の記録時刻が[93]地震の記録は全く信用できないはずだ。公共の建物や鉄道駅の時計でさえ、表示が25分も違っていた。しかし、フランスの報告書には興味深い観察結果が記されており、正確な結果にはつながらないが、繰り返す価値はある。主震動の時、マラガとベレス・マラガにいた2人の電信員が通信中だった。後者は震動に驚き、突然通信を中断した。約6秒後、マラガに地震波が到達し、同僚に通信中断の理由を説明した。フランスの報告書によれば、ベレス・マラガは平均震源地からマラガよりも9km（約5.5マイル）近いので、地震波の速度は毎秒約1.5km、つまり約1マイルだったに違いない。[34]

速度を決定する上で実際に価値のある唯一の観測は、サンフェルナンド（カディス）の天文台の停止時計と、リスボン、サンモール公園、グリニッジ、ヴィルヘルムスハーフェンの磁力計によるものである。カディス、リスボン、グリニッジ、ヴィルヘルムスハーフェンの時刻をそれぞれ午後9時18分、9時19分、9時25分、9時29分 （パリ平均時）とし、平均震源地をアルハマと一致させることで、フランス委員会は、カディスとリスボン間の平均表面速度を毎秒3.6キロメートル、カディスとグリニッジ間を毎秒4.5キロメートル、カディスとヴィルヘルムスハーフェン間を毎秒3.1キロメートル、グリニッジとヴィルヘルムスハーフェン間を毎秒1.6キロメートルと概算している。[94]しかし、アガメノン博士はアルハマからの距離が正しく測定されていないことに気づき、上記の数字をそれぞれ毎秒4.83、3.43、2.82、1.75キロメートルと置き換えました。

これらの結果は、地球波が外向きに広がるにつれて速度が低下することを示しているように見えますが、アガメノン博士が再び指摘しているように、カディスの時刻における比較的小さな誤差は、この見かけの減少を打ち消すでしょう。この天文台の天文時計が1、2秒以上間違っていたとは考えられませんが、地震発生時の時計の挙動は非常に不規則です。すぐに止まるものもあれば、数秒間動き続けてから止まるものもあるため、カディスの時刻は実際の時刻と数秒異なる可能性があります。

この可能性のある誤差に加えて、磁気観測所の記録には、印画紙の移動速度が遅いために、かなりの不確実性も存在します。サンモール公園ではこの速度は1時間あたりわずか10mmですが、他の観測所では1時間あたり約15mmです。したがって、カディスの時間記録に30秒、リスボン、グリニッジ、ヴィルヘルムスハーフェンの時間記録に1分、サンモール公園の時間記録に2分の誤差を許容し、イタリアの観測者によって決定された平均震央点を採用した場合、アガメノン博士は最小二乗法を適用して、伝播速度の推定値が毎秒3.15km（約2マイル）であり、可能性のある誤差が毎秒0.19kmであることを算出しました。この結果は、最近の地震の長くゆっくりとした起伏で見つかった値とほぼ一致しています。

[95]
その他の現象。
地質構造と震度との関係 ―建物の被害の大部分は施工不良に起因するものの、基礎岩盤の性質と被害の程度との間には明確な関連性が認められた。他の条件は同じであったにもかかわらず、沖積地盤に建てられた家屋が最も大きな被害を受け、粘土や砕けやすい石灰岩などの軟質堆積岩の上に建てられた家屋の被害も甚大であった。一方、基礎岩盤が緻密な石灰岩や古代片岩であった場合、被害は他の場合に比べて著しく少なかった。

フランスとイタリアの両委員会の委員は、等震線の特異な形状と相対的な位置は地質学的条件に起因するという点で一致している。震源の東側では、片岩と結晶質石灰岩が深く均一で密集した塊を形成している。一方、西側では、古い結晶質岩石がジュラ紀、白亜紀、始新世の地層に覆われており、均質性が低く弾性の低い塊を形成している。この層では、震源の強度ははるかに急速に減衰し、その結果、震源は中震域の楕円形境界の西側の中心に位置することになる（図19）。[35]

山脈が等震線の形状に重要な影響を与えていることは、両方の地図（図19と20）から明らかですが、特に[96]フランス委員会が発行した図20を参照。シエラネバダ山脈が地震波の伝播に及ぼす抵抗は、前者の地図では東端における第一等震線と第二等震線の近似値によって、後者の地図では第三等震線上の大きな湾によって示されている。どちらの解釈がより正確であろうと、山塊の作用は明らかに地震の強度を急速に弱める。この効果は、地震波が通常遭遇する地層の方向と性質が急激に変化したことによるものと考えられる。震源の反対側では、地震波はシエラ・デ・ロンダ山脈に斜めに衝突する。この山脈を横断する過程で、地震波は強度の大部分を失ったが、東側の麓では依然として強い揺れを感じられた。そのため、図20の第三等震線は南西方向に広がり、図19の第二等震線も、規模は小さいものの南西方向に広がった。

亀裂、地滑りなど- 地震により、亀裂、地滑り、地下水系の乱れなど、建物の破壊と同程度の変化など、多くの表面的な変化が生じたが、これまでのところ、断層崖や深部の動きを示すその他の外的証拠は見つかっていない。

いくつかの亀裂は非常に長く、中でも最も顕著なものの一つは、シエラ・デ・コゴジョスの南西斜面に位置するグエベハル村で発生した。それは馬蹄形をしており、長さ約3.2キロメートル、幅は3メートルから50メートルで、非常に深いものであった。その周囲には無数の小さな亀裂が生じ、中には [97]大きな亀裂に垂直に伸びる川もあれば、平行に伸びる川もありました。亀裂内の地盤、つまり石灰岩の上に粘土層が乗っていた部分も川に向かって滑り落ちました。亀裂地帯の中央付近の家屋は最初の1ヶ月で最大30ヤード、端付近の家屋は約10フィート移動しました。また、亀裂の南端に堆積物が堆積した結果、面積約250～350平方ヤード、深さ約9メートルの小さな湖が形成されました。亀裂地帯内のすべての小川は消滅し、村の飲料水源であった泉も流れなくなりました。

地下水系は中央部全域で概ね影響を受けました。場所によっては鉱泉が消失し、別の場所では新たな泉が湧き出したり、古い泉の水量が増えたりしました。アルハマでは、水量の増加に伴い水温が47℃から50℃へと上昇し、水質に著しい変化が見られました。

余震。
頻繁な余震は、スペイン南部の地震の特徴です。1170年のコルドバ地震の後、余震は少なくとも3年間続きました。1828年のムルシア地震の後、24時間の間に300回の小さな地震が発生し、1年以上にわたって微動が頻繁に感じられました。1884年の大地震の後、しばらくの間、震源地のすぐ近くでは地盤の揺れが非常に多かったのですが、震源地から離れるにつれて揺れは少なくなり、強度も弱くなりました。被害を受けた建物の地域以外では、ほとんど見られませんでした。

[98]こうして、12月25日から26日にかけての夜間には、ハタルで110回、アルカウシン、ベンタス・デ・ウエルマ、モトリル、カシン、ドゥルカル、マラガなどで14回から17回、ラ・マラとアルブニュエラスで約11回、ベレス・マラガとレンテヘで9回、フリヒリアナ、リオゴルド、カルタマで5回から7回の余震が観測された。これらの地震の中で最も強い揺れは午前2時20分に発生し、激しい揺れはなかったものの、主震で被害を受けた多くの家屋の倒壊を助長した。

この時点から5月末までほぼ毎日余震が発生し、その後は頻度が大幅に減少した。1886年1月末で締めくくられたイタリアの報告書に掲載されているリストによると、237回の地震が感じられた。12月末までに23回、1885年1月に30回、2月に25回、3月に27回、4月に46回、5月に43回である。1885年6月にはわずか3回しか記録されておらず、その後7ヶ月間の平均回数は5回から6回である。しかし、このリストには非常に弱い地震は含まれていない。[36]なぜなら、その地震に含まれるほぼすべての地震はマラガやその近郊まで感じられたからである。

地震の強さと頻度は大きく異なり、そのうち5回は他のものよりもはるかに激しかった。12月30日に発生した地震は、被災地域全体で強く感じられ、1月3日と5日に発生した2回の地震は建物に新たな損傷を与え、2月27日に発生した4回目の地震は、2番目の地震とほぼ境界を接する地域を揺るがした。 [99]主地震の等震度は 1000m 未満であったが (図 19)、5 番目で最も強い 4 月 11 日の地震は、その範囲の広い範囲で感じられた。

中規模地震地域内およびその付近では、感知できる衝撃を伴わない地響きが時々聞こえ、また、付随する音を伴わない揺れが感じられることも時々あった。しかし、原則として、衝撃には音が伴い、そのすべての場合において、本震の場合と同様に、音は衝撃に先行するか、またはせいぜい部分的に衝撃と同時に起こった。

余震のいくつかは、半秒から1秒程度の静止または弱い揺れを挟んで二つの部分に分かれる点で本震に似ていたが、揺れ自体の持続時間は5秒から6秒を超えることはなかった。時折、音、沈み込み、そして最後に水平方向のうねりが連続する点で、本震との類似性はさらに強かった。

中期地震発生地域の地質と地震の起源。
中規模地震地域とその周辺地域は、グアダルキベール川流域と地中海流域を隔てる山岳地帯の真ん中に位置しており、フランス委員会の地質学者によれば、その基本的な構造は図 24 に概説されている。この概略図では、薄く塗りつぶされた帯は結晶片岩の上部系列に対応し、交差する色付きの帯は雲母片岩とドロマイトの下の系列に対応し、ロンダ山脈、ミハス山脈、テヘダ山脈の背斜褶曲を形成している。

[100]これらの岩石は、走向方向の断層運動と激しい褶曲に加えて、後三畳紀のほぼ平行な3本の横断層によっても横切られており、その後の侵食作用も加わって、山脈全体を複数の明確な山脈に分割しています。図24では、これらの山脈は破線で示されています。

アンダルシア地震の震源域の構造。
図24.—アンダルシア地震の主要地震域の構造。（フーケ他）リストへ

これらの断層のうちの 1 つはモトリル付近を通るもので、中規模地震地域を横切っており、その境界はフランス委員会によって設定され、概略地図上に点線で示されています。[37]ザファラヤ近郊では、断層がシエラ・テヘダの断層面を横切っており、震源地は地域全体で最も擾乱の激しい地域の一つに位置している。地震学的証拠と地質学的証拠の両方から、[101]地質学的な証拠は、地震の原因に関する正確な見解を裏付けるには不十分だが、ザファラヤからそう遠くないところで交差する断層系の 1 つまたは複数に沿った動きと密接に関連していることはほぼ間違いない。

参考文献
1.アガメンノーネ、G. —「1884 年 12 月 25 日の宣伝活動のさまざまな方法を検討してください。」ローマ、R. アッカド。リンセイ、レンド。、vol. iii.、1894 年、303-310 ページ。

2. —— 「1884 年 12 月 25 日、アンダルシアにおける大規模な宣伝活動の表面的宣伝。」同上。、vol. iii.、1894 年、317-325 ページ。

3.カストロ MFデ.—テレモトス デ アンダルシア: 1885 年 1885 年 1 月の任務に関する情報。 (マドリッド、1885 年; 107 ページ)

4. Fouqué、F.、他—「Mission d’Andalousie: Études親戚au tremblement au tremblement de terre du 25 décembre 1884, et à la construction géologique du sol ébranlé par les secousses」。パリ、アカド。科学。メム。、vol. xxx.、1-772 ページ。

5.マクファーソン、J. —「スペインの恐怖」パリ、アカド。理学、コンプ。レンド。、vol. c.、1885、397-399ページ。

6. AF、Nogués —「アンダルージーの恐怖の地底での地質学的生産物、1884 年 12 月 25 日と 1885 年 1 月 16 日。」同上。、253-256ページ。

7.ロッシ、MS de.—「イタリアのスペインと自然の中での生活」。ブル。ヴァルク。イタル。、anno xii.、1885、17-31ページ。

8. Taramelli、T.、およびG. Mercalli。「1884 年 12 月 25 日、アンダルシア通信を聞きました。」ローマ、R. アッカド。リンセイ、メム。、第 3 巻、1885 年、116-222 ページ。
9. パリ、アカデミー科学誌、コンプトン・レンド、第c巻、1885年、pp. 24-27、136-138、196-197、256-257、598-601、1113-1120、1436（最後の3つはF.フーケによる）。

脚注:
[31]これらの時刻は、グリニッジ標準時の午後9時10分頃と9時25分頃に対応しています 。地震により、サンフェルナンド王立天文台（カディス）の時計は、現地時間8時43分54.5秒（グリニッジ標準時9時8分44秒）で停止しました。

[32]地震はトリノ近郊のモンカリエリ天文台でも観測されたと言われていますが、発生時刻は確認できていません。 ウィルトシャー州ラムズベリーで午後10時20分頃に感じられた揺れは地震によるものとされていますが、時刻は1時間ほど遅すぎます。12月26日にはブリュッセルの天文時計が停止し、柱がずれました。また、同日夕方には天文台の大型望遠鏡もずれているのが確認されました。これらの影響はアンダルシア地震によるものと示唆されていますが、両者の関連性は私には非常に疑わしいように思われます。

[33]フランスの観測者たちは、地震発生時刻に基づいた方法も用いている。記録された時刻が一致する地点を結んだ結果、これらの線の垂直二等分線が、方位角によって決定された領域とほぼ一致する領域内で交差していることに気づいた。しかしながら、時刻記録の不正確さは、この結果の重要性を弱めることになるだろう。

[34]アガメノン博士は、イタリアの報告書によれば、距離の差は 22 km (13¾ マイル) であり、速度は約 3.6 km (秒速 2.3 マイル) になると指摘しています。

[35]この曲線の 2 つの焦点とほぼ一致する 2 つの独立した震源地があった可能性はあり得ないことではないことを覚えておく必要があります。

[36]12月25日から26日の夜に記録されているのはわずか8回です。1885年4月から5月にかけて、数回にわたり小さな揺れが集団で感じられましたが、それぞれの時刻は記録されていないため、上記の合計ではそれぞれ1回の揺れに相当するものとみなされています。

[37]この図に描かれた境界は、図 20 に示されている境界とは若干異なります。

[102]
第5章目次
1886年8月31日のチャールストン地震。

チャールストン地震は、本書で記述されている大地震の中でも、そして実際ほぼすべての大地震の中でも、地震活動がほとんど知られていなかった地域を襲ったという点で特筆すべきものである。カラブリア州、イスキア島、リヴィエラ地方、アンダルシア地方、アッサム地方、そして日本の美濃地方や尾張地方などは、いずれも地震が多かれ少なかれ頻繁に発生し、時折破壊的な激しさを見せる地域である。しかし、1680年のチャールストンの創設から1886年まで、つまり2世紀以上もの間、サウスカロライナ州ほど地震の影響を受けなかった州は、イギリスではほとんどなかったと言っても過言ではないだろう。[38]

1886年の地震が実質的に孤立していたことが、調査の性格に痕跡を残した。観測者が訓練を受けていなかっただけでなく、[103]調査員自身も準備不足でした。例えば、等震線を描く際に用いられた震度スケールは、最初の調査依頼状が発行された後に初めて採用されました。一方、アール・スローン氏による震源地の調査とエヴェレット・ヘイデン氏による時間記録の収集に注がれた精力と能力は、他に類を見ないものでした。彼らと、他のすべての記録に勝る貴重な論文を著したC.E.ダットン少佐には、チャールストン地震の研究によって得られた二つの主要な知見の恩恵を受けています。それは、二重震源の特定と、地震波の伝播速度の測定です。

地震による被害。
地震によって動揺した陸地と等震線は図25に示されています。黒い楕円で囲まれた小さな地域（チャールストンを含む）は、建物への被害が最も大きかった地域です。しかし、震源地の主要部分はチャールストンの西から北西にかけて12～15マイル（約20～24キロメートル）の森林に覆われた地域にあり、そこには2つの村と散在する家屋が点在しているだけです。

チャールストン市は、1880年から1891年にかけて人口が5万人から5万5千人に増加し、東のクーパー川と南西のアシュリー川に挟まれた半島に築かれています。元々、この地は比較的高地で乾燥した不規則な土地で、多数の小川が交差していましたが、都市の発展に伴い、小川は高地のほぼ全域にまで埋め立てられました。[104]「造成地」では原則として建物へのより深刻な被害が発生します。

午後9時51分（75度子午線標準時）、大地震が発生し、1分後には市内の建物はほぼ全て、多かれ少なかれ深刻な被害を受けていました。ダットン少佐が述べているように、「破壊は、他の都市で見られたような、広範囲かつ甚大な被害ではありませんでした。木材以外の建造物はすべて、瓦礫、梁、瓦礫、板材が散乱し、地面に完全に倒壊するか、ほとんど何も変わらず、ほとんど何も残っていませんでした。」完全に破壊された家屋の数は多くありませんでしたが、数百軒の家屋が壁の大部分を失い、多くの家屋が安全ではないと判断され、後に取り壊されました。家屋の状況を調査するために任命された検査委員会は、調査した1万4千本の煙突のうち、100本も被害を免れず、被害を受けた家の95%は屋根が折れていたと報告しました。必要な修理の総費用は約100万ポンドに上ると見積もられた。

公式記録によれば、チャールストンでは地震で27人が死亡したが、寒さや寒さなどにより、この数は83人以上に上ったとされている。負傷者の数は確認されていない。

等震線と擾乱地域。
等震線（図25の連続曲線で表されている）を描く際に、ダットン少佐はよく知られているロッシ・フォーレル地震スケールを利用した。[105]強度、その翻訳は下記に示します。[39]曲線は、建物に壊滅的な被害をもたらす最高震度10から、静止している少数の人だけが感じる震度2までの範囲に及んでいる。これらの線が極めて正確に引かれたものとは考えられないことは明らかである。記録の数（約1,600地点から4,000件近く）は膨大であるが、目的を達成するには到底不十分であり、その多くは新聞から収集されたものである。調査票にも、用いられた震度の度合いに応じた明確な質問は含まれていなかったため、記録された震度が観測された最大値であるとは必ずしも確実ではない。しかし、より大規模で正確な一連の観測によって震度曲線の詳細が変化する可能性があるとすれば、その主要な特徴は、被災地域全体の震度分布を表しているに違いない。 [106]重要な点は、アパラチア山脈地域における部分的な地震影であり、これは等震線4、5、6、特に最初の2本の線が南に湾曲していることで示されている。また、ミシシッピ州における等震線が密集していることも、地震の急速な減衰を示している。[107]地震波がミシシッピ川デルタの未固結の地盤を通過する際の強度。

チャールストン地震の等震線。
図25.—チャールストン地震の等震線（ダットン他）リストへ

震源地と海岸線の距離が短いため、被災地の範囲を大まかに推定することしかできません。境界が陸地にある場合でも、人口密度の低い地域や、住民が注意力に乏しく、遠方からのみ感知できる緩やかな振動に気付かない可能性が高い地域を横切っています。しかし、地震はボストン（震源地から800マイル）、ミシシッピ川上流のラクロス（北西950マイル）、キューバの数カ所（700マイルから710マイルの間）、そしてバミューダ（950マイル）で感じられました。南方については、最も近い地点でも約930マイル離れているユカタン半島からの報告がないため、境界は不明です。被災地の平均半径を950マイルと仮定すると、その面積は少なくとも280万平方マイルに及んだことになります。そして、この推定値が過大でないことは、撹乱された陸地面積（海岸沿いの五大湖や入江の一部を含む）が約 920,000 平方マイルに達したという事実から明らかです。

地震に備える。
地震への備えは約3ヶ月前から始まっていたようだ。6月、あるいはそれ以前から、チャールストンでは微弱ながらも間違いなく揺れが感じられたと言われているが、記録に残されたのは8月27日午前8時頃、北西22マイルのサマービル村で明確な地震が発生した時だった。揺れと音は同時に発生し、揺れは単発の揺れ、あるいは揺れのようだった。[108]重々しい衝撃音、大きく突然の音。まるで大砲の発射、ボイラーの爆発、あるいは火薬の爆発によるものかと思わせるような音だった。 8月28日午前4時45分、衝撃と音が再び聞こえたが、今回はより強く、前者はチャールストンまではっきりと感じられた。その日と翌日、サマービルではさらに数回の衝撃があり、その後8月31日の夕方まで静寂が続いた。

ショックの性質。
午後9時51分（最も的確な描写の一つを挙げると）、チャールストンの観察者は「階下のオフィスから聞こえてくるような漠然とした音に引きつけられた。一瞬、鉄の金庫か重い荷物を積んだトラックのような重い物体が床を転がり落ちた音だと思われた。音と同時に建物の揺れも感じられたが、通りを車や荷馬車が通った時ほどではなかった。おそらく2、3秒の間、人々は驚きもコメントもしなかった。その後、急速に、あるいは突然（どちらかは判断が難しいが）、音は大きくなり、揺れはより顕著になり、窓枠、ガス器具、その他の可動式の物がガタガタと音を立てるのが耳に届いた。オフィスにいた男たちは…慌てて顔を見合わせ、飛び上がって…そして、皆が当惑と混乱に陥った。」

「長い揺れは深まり、恐ろしい轟音へと広がり、それは揺れ動く大地と、その上空と周囲の静かな空気に同時に浸透しているようだった。震えは今や荒々しく、急速な震えとなり、 [109]高くて強固な壁を持つ建物は、まるで揺さぶられているかのようだった。計り知れない力の手によって揺さぶられ、建物の継ぎ目を引き裂き、石やレンガを飛び散らそうとしているようだった…。

振動は途切れることなく続いた。最初から最後まで、それは途切れることなく続く衝撃であり、刻々と力を増していった。そして、それが頂点に近づき、頂点に達すると、数秒間、人間の手によるいかなる作業もこの衝撃に耐えられないのではないかという、恐ろしい思いがした。床は足元で揺れ、周囲の壁や仕切りは目に見えて左右に揺れ、石やレンガ、モルタルの塊が落下する音が頭上や外から聞こえた。

ほんの数秒、最悪の事態は過ぎ去り、激しい揺れも収まりつつあるように見えた。しかし、再び激しくなり、以前と同じくらい激しくなった。誰も逃げ切れるとは思えなかった。人々は一斉に外へ飛び出し、安全な場所へ逃げようとした。しかし、ドアにたどり着く前に、皆がまるで共通の衝動に駆られたかのように立ち止まった。希望は空しく、建物の中か外か、沈みゆく屋根の下敷きになるか崩れ落ちる壁に押しつぶされるか、ただそれだけのことだと思ったのだ。騒ぎはゆっくりと、遠く離れたように静まり返った。地面は静まり返り、ああ！その静けさは、なんとありがたい安堵感だったことか。

この報告書は、形式的にはややセンセーショナルではあるものの、この大地震の極めて鮮明で、概ね正確な記録を提供している。チャールストンの他の観測者も、地震を5つの段階に区分することに賛同している。初期の微動とざわめくような音は約12秒間続き、次第に強さを増したものの、やや突然に終わった。[110]第二段階の激しい振動に続いて、はるかに弱い第三段階、そしてより強い第四段階が続き、これら三つの段階は合計で約50秒間続きました。第五段階では、揺れが比較的急速に弱まり、約8秒間続きました。したがって、地震の総継続時間は70秒以上でした。時間に対する強度の変化は、図26の曲線に大まかに示されています。

チャールストンの強度曲線。
図26.—チャールストンにおける強度曲線。（ダットン）リストへ

チャールストンでは、このようにして2つの明確な最大震度が観測されました。震度はほぼ同等でしたが、最初の震度の方が2番目の震度よりもわずかに強かったようです。アンダルシア地震と同様に、震源地から離れた場所では、その間の微動はほとんど感じられず、地震は2つの明確な揺れとして現れ、その間隔は平均で30秒弱と推定されました。ほとんどの場所では最初の震度の方が強かったとされていますが、震源地から600マイル以上離れた複数の場所で両方の震度が観測されたことから、2つの震度の差はそれほど大きくなかったと考えられます。

可視地球波。—震源地の多くの人々は、地表に沿って移動する波を見たと主張している。チャールストンでは、当時街灯の方を向いていた観測者によると、「波が地表を通過する際の進行は、[111]南東に向かう家々の姿は、比類のない速さで移動していたにもかかわらず、はっきりと観察できた。ガス灯から映る動く尾根の影は、一つ一つはっきりと見えた。波は長いうねりではなく、むしろ深い海の「地面のうねり」のようだった。その高さは、山から谷まで少なくとも2フィートはあったと彼は推定した。別の観察者はこう語っている。「振動は急速に増大し、地面は海のようにうねり始めた。通りは明るく、200フィート以内に3つのガス灯があり、サリバン島の海岸に打ち寄せる波を何千回も見てきたように、地面の波が通り過ぎるのをはっきりと見ることができた。最初の波は南西からやってきて、私が進もうとすると…通りの南側から北側へと、私は抗えないほどに流された。」その時、波は南西と北西の両方から来ているようで、通りを斜めに横切り、交差し、まるで波立つ海の上に立っているかのように、私を持ち上げたり下ろしたりしました。私は視界がはっきりしていたので、注意深く観察したところ、波の高さは少なくとも60センチはあったと推定されます。

二重の震源地。
地震学的観点からすると、震源地には地震の影響を留める建物やその他の建造物がほとんど残っていないのは残念なことです。大部分は不毛で森に覆われ、場所によっては沼地もあり、時折家屋が点在しています。しかし、チャールストンから分岐する3本の鉄道路線がそこを横切っています。[112]これらの鉄道路線が被った損害は、建物の不足に起因する欠陥をある程度補うものであった。これらの鉄道路線は、サウスカロライナ鉄道、ノースイースタン鉄道、チャールストン・アンド・サバンナ鉄道であり、図28と図29ではそれぞれA、B、Cの文字で示されている。[40]ダットン少佐のやり方に従って、各線に沿って示される強度の変化をたどると便利だろう。

サウスカロライナ鉄道 (A) 沿いの 6 マイルに渡って、線路の損傷は、強い衝撃があったことを示していたものの、重大なものではなかった。この距離の前半では修理の必要はないが、3 2/3 マイル地点でレールが曲がり、レール間の継ぎ目が開いた。5 マイル地点では、継目板が固定具から剥がれ、レール間の継ぎ目が 7 インチ開いた。そして、ほぼ 6 マイル地点で継ぎ目が再び開き、路盤が 6 インチ沈下した。この地点以降は、線路のたわみや路盤の隆起や陥没はもはや珍しいことではなかった。9 マイル地点付近で、衝撃の強さが最も急速に増大しているようであり、線路の横方向の変位は、量が増えるだけでなく、頻度も高まった。線路の歪みはおそらく 10 マイルから 11 マイルの間で最大であった。ここでは、線路はしばしば横方向にずれ、時には沈み込んだり隆起したり、時にはS字カーブを描いてねじれたりしました。また、数百ヤードに及ぶ線路が南東方向に押し流されました。「この横方向の押し流しが、通常は長くて硬い架台のような硬い障害物にぶつかったときに、必ず座屈が発生しました。[113]架台北西端付近でレールの堆積により鋭い屈曲が生じた。これに伴い、継ぎ目の開放と継目板ボルトのせん断による線路の延長が、北西方向のある程度の距離で発生した。11.5マイル地点で線路は再び伸び、継ぎ目は約7インチ開いた。しかし、この地点から4マイル以上は、線路の滑動を示す鋭い屈曲は全く見られなかった。ただし、線路には依然として長くわずかな屈曲があり、路盤には高低差があった。この区間の鉄道は、一部が湿地、一部が水田となっている地域を横断しており、ダットン少佐が示唆するように、地盤が衝撃の影響を吸収するのに適していなかった可能性がある。[41]約18マイル地点で線路はより高く、より堅固な地盤に到達し、ここからサマービル（21.2/3マイル）まで、多くの曲がりくねった屈曲部が見られた。さらに6マイル地点では、レールの激しい歪みは発生しなくなり、その減少率は23マイル地点付近で最も顕著であった。最後の屈曲はジェドバラ（27.5マイル）の長く重い架台橋の南端で発生した（図27）。

ジェドバラのレールのたわみ。
図27.—ジェドバラのレールのたわみ。（ダットン）リストへ

このように、チャールストンの終点から約15～16マイル離れた地点を基準として、この路線の被害にはある程度の対称性が見られます。強度の変化は終点から約9マイルと23マイルの距離で最も急激です。また、[114]16マイル地点の南東側では、線路の縦方向の変位は常に南東方向であり、反対側では常に北西方向である。したがって、ダットン少佐は、震源は16マイル地点をほぼ通過し、鉄道に直角に引かれた線上にあると推論している。

ノース・イースタン鉄道 (B) 沿いでも、いくぶんか似たような変化が見られました。ノース・イースタン鉄道のチャールストン終点は、サウス・カロライナ鉄道の終点から南東に約 4 分の 3 マイルのところにあります。終点から 1.5 マイルと 4 マイルの距離で線路にわずかなたわみが生じ、約 6 マイルの地点では路盤が陥没し、ある場所では 22 インチも陥没しました。約 6 1/3マイルの地点では、レールの継ぎ目が 14 インチ開き、7 マイルと 8 マイルの地点付近で線路にわずかな曲がりがありました。その後、大きな兆候が急速に増加し、変化率は 9 マイルの地点付近で最大でした。ここでは、東に 4 インチ移動する長い横方向のたわみがありました。さらに半マイル進むと、継ぎ目板が破損し、レールが 8.5 インチ裂けました。 10マイル地点を少し過ぎたところで、高さ15フィートの盛土が、150フィートの弦に沿って4.5フィート東に押し下げられました。12マイル地点とそれ以降では、継ぎ目板が破断し、線路が曲がり、継ぎ目が開きました。路盤は一連の亀裂で切断され、そのうちの一つは幅21インチでした。また、長い架台橋の始端は西に8 1/3フィート移動しました。12.5マイルから14.5マイルにかけて、明らかに水平方向よりも垂直方向の動きによって、いくつかの建物が損傷または破壊されました。16マイル地点付近では、地面が裂けて尾根が作られ、レールも同様に垂直面で曲がっていました。このすぐ後、線路は[115]広い砂地で、砂の厚さはおそらくどの場所でも 40 フィートをはるかに超えることはないが、揺れはほぼすぐに弱まり、2 マイル以上の距離にわたって線路への被害はほとんどなかった。マウント ホリー駅 (18 マイル) では、揺れの強さは非常に弱く、家屋は煙突がなくなる以外に深刻な被害を受けなかった。さらに半マイル進むと、地面は砂が少なくなり、揺れの影響はより顕著になる。線路は場所によって約 4 分の 1 マイル曲がった後、被害は減少しながら再び砂地に入り、最後の曲がりは 21 マイル地点付近で発生した。線路のこの部分での揺れの強さの変化率は終点から約 19.5 マイル離れた地点で最大であったと思われるが、正確な距離は明らかに多少不確かである。

線路の被害はここでもほぼ対称的で、中心点はチャールストン終点から約 14 マイルのところにあります。この点を通り、ノース・イースタン鉄道 (というより、9 マイル地点と 19.5 マイル地点の間の部分) に直角に引いた線は、震源地を通るはずです。この線は、図 27 と 28 に小さな円 (W) で示した点で、サウス・カロライナ鉄道の対応する線と交わります。周辺には家屋やその他の建物はほとんどありませんが、地震の強さは全方向に向かって弱まったため、この点が震源地のおおよその位置を示していると考えられます。ここはサウス・カロライナ鉄道のウッドストック駅に近いことから、ダットン少佐はウッドストックの震源地と呼んでいます。

チャールストン・アンド・サバンナ鉄道（C）は、最初の7区間はノース・イースタン鉄道と同じ路線を使用している。[116]チャールストンからマイルのところを走り、南西方向に折れる。ジャンクションから 4.5 マイルは、揺れの兆候はほとんどなく、重要ではなかった。鉄道はその後アシュリー川を渡るが、川の土手が互いに滑り落ちて跳ね橋が動かなくなった。しかし、さらに 4 マイルは線路に大きな被害はなかった。約 16.5 マイルの地点で、衝撃の影響が急速に明らかになった。ほぼ 1.5 マイルにわたって線路全体が不規則な曲線に逸れ、その変位はストーノ川を渡る橋で最大だった。ここでは、南に 37 インチも変位した。ラントウルズ駅 (18 マイル) を過ぎると、横方向と垂直方向の両方に多くの変位があった。18.5 マイルの地点で、南方向への長い撓みが始まり、その量は 19 マイルの地点で 25 インチ、さらに半マイル進むと 50 インチ、20 2/3 マイルではさらに大きくなった。さらに2マイル（約3.2キロメートル）は、曲がりくねった屈曲が続いていたが、22.25マイル（約3.7キロメートル）地点で、線路はより高く、より堅固な地盤へと移行し、屈曲は急速に消えた。25マイル（約40キロメートル）から27マイル（約42キロメートル）の間は、時折、線路にわずかな屈曲や線路の陥没が見られたが、27.25マイル（約42キロメートル）地点を過ぎると、それらはほとんど見られなくなり、たとえあったとしても、ほとんど影響はなかった。

最後の段落で述べた影響の一部は、ダットン少佐が示唆するように、表層の岩石の性質の変化によるものかもしれない。しかしながら、注目すべきは、ウッドストックの震源地に最も近い地域では震源線の擾乱が極めて稀であり、そこから少し離れるにつれて擾乱が激しさを増し、ランタウルズ基地の西1～2マイル地点で最大強度に達したことである。これは明らかに、[117]第二の震源地の存在が疑われている。残念ながら、その付近には家屋やその他の建造物はほとんどなく、震源の位置を正確に特定することはできない。ダットン少佐は、小さな円（R）で示した位置に震源を置き、その付近からランタウルズ駅までを震源地と呼んでいる。

もし中震域が人口密集地域であったならば、倒壊した家屋や損壊した家屋の痕跡は、二つの震源を囲む等震線の構築材料となったであろう。鉄道線路と建物のように、地震の影響が全く異なる対象物にどの程度及んだかを判断することは困難であり、したがって、図28と29に示す等震線は正確とは言えない。

図28は、アール・スローン氏が描いた震源等震線を示しています。これは特定の震度スケールの度数とは一致していませんが、地震発生直後に当該地域を横断した非常に注意深い観察者の印象を反映したものと解釈できます。観察者は、これらの線を描く際に、いかなる先入観にもとらわれませんでした。

ダットン少佐は、主にスローン氏のメモに依拠して証拠を異なる解釈をし、図29に示す一連の曲線を得た。この場合も、等震線は明確な強度基準とは対応していない。等震線は単に曲線の形状を表し、曲線間の距離の長短によって強度の変化速度の速さを表すことを意図している。

2つの地図の主な違いは、ウッドストック等震線の形状にあります。ダットン少佐はそれをほぼ円形に描いています。[118]北側は地図の空白部分となっており、証拠はほとんど見当たらない。スローン氏は、この部分での影響の少なさは強度の減少によるものだとし、線を曲線状に描いている。 [119]震源地に向かっている。ノース・イースタン鉄道を横断する際には必ずそうしなければならない。そして、この鉄道の東側にあるスローン氏の曲線がやや南寄りに伸びていることは、この地域の明らかに強い震度をより良く表しているように私には思える。

スローン氏によるチャールストン地震の震源等震線。
図28.—スローン氏によるチャールストン地震の震源等震線。（ダットン）リストへ

メジャー・ダットンによるチャールストン地震の震源等震線。
図29.—メジャー・ダットンによるチャールストン地震の震源等震線。(ダットン)リストへ

[120]しかし、この意見の相違よりも重要なのは、二つの曲線が一つの点で一致していることである。どちらも、ウッドストックとラントウルズの震源として知られる地点、特に前者を中心に顕著な拡大を示し、中間領域では収縮を示している。したがって、これらの等震線の証拠は、被害を受けた鉄道線路の証拠を裏付けるものであり、震源が約13マイル離れた二つの異なる震源があったというダットン少佐の推論を裏付けるものである。

ダブルショックの起源。
前章では、アンダルシア地震の二重震源は、同一の震源域内、あるいはより可能性の高い、二つの離れた震源域内で発生した二つの異なるインパルスによってのみ生じ得ることが示された。チャールストン地震にも同様の推論が当てはまる。二重の極大値、あるいは二重の震源は、少なくとも14の州で観測された。さらに、図26から、チャールストンにおける二つの極大値の間隔は約34秒であったことがわかる。したがって、震源の重複は単なる局所的な現象ではあり得ず、また単一の擾乱から生じた地球波が二つの部分に分離した結果でもあり得ない。したがって、それぞれの極大値は、それぞれ異なるインパルスと関連しているに違いない。

この推論とダットン少佐による二重震源の発見を合わせると、繰り返し発生した震源の起源については疑いの余地がなくなる。また、ウッドストック震源の震源の方が強かったことも明らかである。等震波はウッドストックの震源から離れた場所に広がっていたからである。[121]対応する震源地の周囲ではより広範囲に渡って揺れが見られ、震源の浅い部分で弱い擾乱が発生する場合に見られるような、その地点からの急激な震度低下は見られなかった。

チャールストンの停止した振り子時計の振動面。
図30.—チャールストンの停止した振り子時計の振動面。リストへ

また、地震の初期の部分の方がほぼ一様に強いと説明されていることから、ウッドストックの震源が最初に活動を開始したということになります。ダットン少佐が記録した興味深い事実がこの推論を裏付けています。チャールストンでは、地震によって 4 つの時計が停止しましたが、その時点での誤差は確かに 8 秒か 9 秒未満でした。図 30 では、これらの時計の振り子が振動した面は A、B、C、D の文字で示され、破線 W と R はそれぞれチャールストンから見たウッドストックとランタウルズの震源の方向を示しています。時計 A は 9 時 51 分 0 秒、時計 B は 9 時 51 分 15 秒、時計 C は 9 時 51 分 16 秒、時計 D (この日早い時間に秒にリセットされていた) は 9 時 51 分 48 秒で停止しました。さて、もし振動面が震源の方向とほぼ一致していたら、振動周期の一時的な変化だけが影響するだろう。しかし、もし振動面が震源の方向と直角だったなら、振り子の先端が目盛りの弧の裏側に引っかかって時計が止まるかもしれない。最初の3つの時計の面はウッドストックの震源の方向とほぼ直角だったことがわかる。そしてBとCは確かにその方向で止まっていた。[122]衝撃波Dは、まさに述べたように、ランタウルズ震源の方向とほぼ垂直でした。BとCの振り子は最終的に停止する前に数回の激しい振動を起こす可能性があるため、ダットン少佐はチャールストンでの最初の極大期を9時間51分12秒としています。そして、2つの極大期の間隔は約34秒であるため、2番目の極大期は約9時間51分46秒となり、これは時計Dの時刻と非常によく一致します。したがって、時計A、B、Cはウッドストックの振動によって停止し、時計Dは約30秒後にランタウルズ震源からの振動によって停止したに違いありません。

地震の震源の深さ。
震源の深さを推定する2つの方法について、前ページで説明しました。1つはマレット法（地震の出現角度に基づく）で、もう1つはファルブ法（音と衝撃波の最初のエポック間の間隔に基づく）です。ダットン少佐はこれらに加えて、震源からの距離に応じて衝撃波の強度が変化する速度を利用する3つ目の方法を採用しています。

震源の深さを決定するダットン法。震源が点または球形で、初期衝撃が全方向で等しく、震源からの距離の2乗に反比例して震源の強さが減少する場合、図31の連続曲線は震央Eを通る線に沿った震度の変化を表す。これらの仮定に基づく曲線の形状は、震源の深さにはまったく依存しない。[123]衝撃の初期強度は震源の深さによってのみ決まる。震源が深いほど、曲線はより平坦になる。これはイスキア地震の議論で見た通りである（68 ページ）。震源からのすべての方向において、強度は最初はゆっくりと減少する。しかし、距離に伴う強度の変化率はすぐにより急激になり、点 C、C で最大になる。その後、強度は再び減少し、距離が大きくなると非常にゆっくりと消滅する。図 18 から、震源が深くなるほど、震度の最も急激に変化する点間の距離 EC も大きくなることが明らかである。実際、この距離と震源の深さの比は常に 1 対 √ 3、つまり約 1 対 1.73 であることが簡単に示される。[42]

さて、一定量ずつ異なる震度に対応する等震線を描くことができれば、図29のウッドストックの震源地を囲むような円の列を描くことができるはずです。連続する線の間の距離は、最初は徐々に減少し、点線の円で最小となり、その後徐々に増加します。この点線は、明らかにすべての震源を通る円です。[124]衝撃の強さが最も急激に変化する点。ダットン少佐はこれを指標円と呼び、その半径が分かれば、半径に1.73を掛けることで焦点の深さがすぐに求められる。

1858年にマレットは上記と似た方法を提案した。[43]しかし、縦波の強度のみに依存している。ダットン少佐は、彼の方法は縦波と横波の影響を分離しておらず、「振動の方向や種類に関係なく、総エネルギー」を考慮していると主張している。

地震の震源の深さを決定するダットン法を説明する図。
図31.—地震の震源の深さを決定するダットン法を説明する図。リストへ

ダットン法に対する反論。—この方法については、かなり詳しく説明しましたが、この方法は、この方法が置き換えることを意図しているマレットの最初の方法よりも、より深刻な反論を受ける可能性があるように私には思われます。

まず第一に、焦点が点か球か、あるいは初期衝撃が全方向で均一であると仮定する根拠はない。もし[125]地震が断層のずれによって引き起こされたとしたら、どちらの仮定も真実ではないことになり、その方法を採用する人々がその妥当性を証明することになる。

しかし、より重要なのは、もしこの方法が正しければ、同じ深さで発生するすべての地震は、等しい半径の指標円を持つはずだという事実です。震源の深さが例えば10マイルだとすると、最初の擾乱が極めて激しいか、あるいは地表では全く感じられないほど弱いかに関わらず、ましてや震源から6マイルも離れたところでは全く感じられないとしても、指標円の半径は約6マイルでなければなりません。もちろん、反二乗の法則は完全に弾性的で連続的な媒体に対してのみ成り立ち、実際の強度曲線は図31の実線ではなく、点線で示されるような形になります。この場合、強度の変化率はCよりも震源に近い点C’で最大となり、ダットン少佐の法則を適用すると、震源はFよりも地表に近い点F’となります。したがって、この方法が実際に適用可能であり、関連するテストが非常に繊細であるため、精密な測定を伴わなければ適用することが難しいと仮定すると、計算された深さは実際の深さよりも確実に浅いと断言できます。

ダットンによる震源の深さの推定。この方法を適用する上で、主な困難は、等間隔の震度に対応する等震線を得ることである。すでに指摘したように、図29に示されている等震線は単なる図式的なものである。しかし、点線で示されるウッドストック震源の指標円は、震度の変化率が最も高い地点を通るように設定されている。[126]最大であることが分かりました。この円の半径はほぼ7マイル（約11キロメートル）なので、ウッドストックの焦点の深さは約12マイル（約20キロメートル）となります。ダットン少佐は、この推定値はおそらく2マイル（約3キロメートル）以内で正しいと考えています。

ランタウルズ震源付近では、図28と図29の両方の等震線が細長い形状をしています。このような場合の指標線（いわゆる「指標線」）は完全には描けませんが、曲線の短軸に平行な半径は約4.5マイル（約1.4キロメートル）であり、ランタウルズ震源の深さは約8マイル（約13キロメートル）となります。

地球波の速度。
地質学的な観点から見ると、チャールストン地震の調査によって確立された最も重要な事実は、二重震源の特定です。しかし、物理的な観点から同等に興味深いのは、地震波の速度の推定値です。これは、おそらく過去のどの地震よりも正確です。アメリカ合衆国では標準時制度が導入されているため、正確な時刻は電信線が届く範囲にあるすべての町村に1日に1回送信されます。また、地震波の伝播距離が長いため、観測における小さな誤差の影響は大幅に軽減されます。震源から500マイル以上離れた場所から60件、800マイル以上離れた場所から10件の良好な報告が得られています。

収集された時間記録の総数は316ですが、そのうち130は明らかに早すぎたり遅すぎたりしたため、または[127]なぜなら、それらは最も近い5分間隔でしか与えられなかったからです。残る186の観測値は、ダットン少佐によってその推定値に応じて4つのクラスに分類されています。

これほど継続時間が長い地震（チャールストンでは約 70 秒）の場合、まず最初に、記録が主に参照する動きの特定の段階を選択し、次に震源地でこの段階の発生時刻をできるだけ正確に特定する必要があります。

どの位相を選ぶべきかについては、ほとんど疑問の余地はありません。地震は一連の微動から始まり、やや急激に最初の、そしてより強い極大値を形成する振動へと移行しました。この振動は擾乱を受けた地域全体ではっきりと感じられ、震源地付近の最初の極大値の始まりと遠方の観測点における地震の始まりはおそらく同じ振動によるものであったため、この特定の位相を時間測定の対象となる位相として適切に選択することができます。

この位相の起源における時刻は、チャールストンに到達した時刻からのみ確定することができ、このことに関する我々の知識は主に停止した時計の証拠に依存している。これがどれほど信頼性の低いものであるかは周知の事実である。実際、時計は動きのほぼどの位相でも停止する可能性があり、停止した時計を非常に正確な個人的観測と比較すると、ほぼ例外なくより遅い時刻を示す。チャールストンでは、ウッドストック焦点からの振動によって3つの正常な時計が停止し、そのうち2つはほぼ一致していた（121ページ）。そして、最終的な停止までのいくつかの振動を考慮すると、ダットン少佐は選択された位相の到着時刻を[128]チャールストン、午後9時51分12秒。これらの時計の証拠は、他の観測結果によっても裏付けられており、9時51分が到着時刻に最も近い分であることは間違いない。また、到着時刻が少し早いよりも、少し遅い時刻である可能性がはるかに高い。

さて、チャールストンからウッドストックの震源地までの距離は16マイル、対応する震源地（計算上の震源深度）からは20マイルです。震源速度の最初の推定値は毎秒3マイル強で、ウッドストックの震源地での時刻は9時間51分6秒と推定されますが、誤差はおそらく数秒です。[44]

遠距離観測に進むと、すべての棄却後であっても、それらの値は大きく異なっていることがわかります。そのため、それらは可能な限り均質な観測値で構成されるグループに分割されました。

最初のグループには、ウッドストックの震源地から452マイル（約740キロメートル）から645マイル（約1040キロメートル）の範囲で記録された5つの記録が含まれています。これらの記録は、正確に計時された時計、あるいは地震発生後数時間以内にそれらと比較された時計や腕時計から得られたもので、誤差は15秒以内です。結果として得られた速度は、毎秒3.236±0.105マイル（5205±168メートル）です。[45]

[129]2番目のグループには、1番目のグループと同じ条件を満たす11の観測点（距離438マイルから770マイルの間）がありますが、時刻は分単位または30秒単位のみで与えられています。これらの観測点から得られた速度は、毎秒3.226±0.147マイル（5192±236メートル）です。

3つ目のグループには、上記の記録を除くすべての記録と、停止した時計から得られた記録が含まれていました。記録数は125個（距離は80マイルから924マイル）ですが、選択された運動位相に対応するかどうかは不明であり、使用された時計の誤差も不明です。平均速度は毎秒3.013±0.027マイル（4848±43メートル）でした。

第4のグループでは、45個の停止した時計（20マイルから855マイルの地点）の証拠があり、それらの速度は明らかに毎秒2.638±0.105マイル（または4245±0.168メートル）を示している。しかし、6箇所では、停止した時計の示す時刻を良好な個人観測と比較することができ、前者から得られる原点からの横断時間は、後者から得られる横断時間の平均1.28倍であることが示された。同様の補正をすべての停止した時計に適用すれば、修正された地球波の速度は毎秒3.17から3.23マイル（または5100から5200メートル）となる。

すべての観測値から速度の平均値を得るには、4番目のグループの値は省略し、最初の3つのグループの重みは[130]起こりうる誤差の二乗に反比例して、つまり 2:1:4 となります。結果として得られる平均速度は 3.221 ± 0.050 マイル (または 5184 ± 80 メートル)/秒です。これは、他の推定値がすべて誤りであるということを意味するものではありませんが (速度は地震の強さやその他の条件によって変化する可能性があるため)、この結果はこれまで得られたどの結果よりも正確である可能性があります。

その他の現象。
亀裂と砂のクレーター。チャールストン地震によって生じた地表の亀裂は、規模という点では特筆すべき点はない。最大のものでも長さは数百ヤードに過ぎず、川岸付近を除けば、幅が1インチを超えることはほとんどなかった。しかしながら、亀裂は異常に多かったようだ。二つの震源地を囲む約600平方マイルの地域では、亀裂はほぼ普遍的に見られ、さらに広い地域でも、やや不連続ではあるものの、依然として多数発生していた。

これらの亀裂の多くからは、大量の砂やシルトを含んだ水が噴出しており、その量は非常に多かったため、夏場は概して乾いている川床でさえ、あらゆる川床が水浸しになった。水の流れによって、亀裂の一部はしばしばかなり大きな円形の穴へと拡大し、表面に小さなクレーターを形成した。亀裂地帯内の特定の帯には、直径20フィート以上もの様々な大きさのクレーターが多数存在した。テン・マイル・ヒル近くのクレーターは直径21フィートもあった。この地域では、クレーターは他の地域よりも大きく、数も多かったようで、多くの [131]数エーカーの土地が砂で覆われており、開口部の近くではその深さは 2 フィート以上ありました。

あちこちで水がかなり激しく噴き出し、噴き出した高さからもそれが明らかでした。地震は日没後に発生したため、この点に関する目撃証言は当然ながら疑わしいものですが、いくつかの場所では、噴出口に張り出した木の枝や葉が15フィートから20フィートの高さまで砂や泥で汚れていました。

人間への影響。—激しい地震の影響を受けたさまざまな人種の行動を観察することは興味深いことですが、災害に直面しても日本人が示す冷静さと、チャールストンの住民、特に黒人の特徴である、どうしようもないパニックに陥る激しい恐怖との間には、おそらく、最も大きな対照が見られるでしょう。 「階段を駆け下りて通りに出ると」と、すでに引用したある作家は述べている（108ページ）。「至る所から悲鳴、苦痛と恐怖の叫び声、怯えた女性や子供たちの祈りや泣き声が、興奮した男たちの嗄れた叫び声と混ざり合っていた。…四方八方から、帽子を被っていない人、服を着ていない人、ほとんど裸の人、そして皆が恐怖と興奮で気が狂いそうになっている男女が慌ただしく歩いていた。…数歩先のガス灯の下で、女性が歩道にうつ伏せになり、顔を上に向け、手足を伸ばしてじっと横たわっていた。通りに集まった群衆は、誰も彼女の生死を確かめようと立ち止まることなく通り過ぎていった。…誰もどこへ向かえばいいのか、どこに助けを差し伸べればいいのか分からなかった。多くの声が同時に聞こえてくるが、耳を傾ける人はほとんどいなかった。」

[132]ここで述べたような安全を求める利己的な衝動と、最も遠くにいる観察者の冷静な関心の間で、ダットン少佐は、考えられるほぼあらゆる種類の精神的影響を記録しており、その結果生じる行動は、おおよそ次のように分類できます。

A. 誰も部屋から出られません。

B. 家を出る人もいます。

C. ほとんどの人は、興奮した人々で溢れている通りに走り出します。

D. 人々は広場を求めて殺到し、夜通し屋外に留まります。

等震線図（図25）において、点線は上記の震度スケールの上位3段階に対応する影響が観測された地域を区切っています。第1段階（A）の曲線は、当然のことながら震度2の等震線と一致しています。

これらの曲線と等震線の間には、ある程度のおおよその対応関係があることがわかります。曲線Dと等震線8は近接しています。言い換えれば、地震の揺れが建物に軽微な損傷を与える程度であれば、人々は夜間屋外で野営する方が賢明だと考えたということです。曲線Cと等震線6も同様に関連しており、絵画などが揺れるほどの揺れであれば、人々は通りに駆け出しました。全体的に見ると、曲線Bと等震線3はほぼ一致しています。あるいは、揺れがドアや窓を揺らすほど強くない場合は、一部の人々が家を出て集会が解散しました。

吐き気。地震発生時に多くの人が吐き気を経験したが、震源地付近や等震域外でもまれに吐き気を感じることがある。[133]7 ですが、より頻繁にはこれらの限界を超えており、図 25 の破線まで知覚できます。これが観察された最も遠い場所はブルー マウンテン クリーク (ニューヨーク州) とデュビューク (アイオワ州) で、チャールストンからそれぞれ 823 マイルと 886 マイル離れています。

余震。
サマービルはウッドストックの震源地から北西に6マイル、チャールストンは南東に16マイル離れているため、多くの余震は感じられず、さらに多くの余震が記録されていない可能性が高い。チャールストンでは、8月31日から9月1日までの夜間に7回の地震が感じられたが、いずれも本震よりもはるかに軽微なものだった。9月3日午後11時の地震が最も強かったが、9月1日、2日、21日、27日に発生した地震も強震とされ、残りの地震は中震または軽震とされた。この大きな地震の後数週間、静かな夜の間に「まるで地殻が絶えず動いているゼラチン状の塊の上に載っているかのような」奇妙な感覚がはっきりと感じられた。チャールストンで最後に感じられた地震は、1887年3月18日に記録された地震のようである。

サマービルでは、チャールストンではほとんど感じられないような多くの揺れが生じた。そして、チャールストンとサマービルで感じられた揺れは、通常、より強く、サマービルでは垂直に近い揺れであった。「それら全てに共通する特徴は、重砲の砲声のような深く荘厳で力強い轟音で、通常は短く素早い衝撃音を伴う。時には、それが長く続き、重々しい轟音や轟音となることもあった。[134]まるで多数の報告が一斉に行われたかのようだった。その数は記録されていない。9月3日、米国地質調査所のW・J・マギー氏がサマービルに到着した。その日の夕方、平均しておそらく30分間隔で爆発音が聞こえ、時折、ごくわずかな瞬間的な痙攣的な震えが伴った。それは半マイル以上離れた場所で聞こえる雷鳴によく似ていたが、やや鈍いものだった。「私の印象では、その音は耳に聞こえる限りの重々しさで、機関車の燃焼に伴う震えるような轟音に少し似ていた」とマギー氏は述べている。これらの音は、頻度は減少しつつも、その年の残りの期間、そして1887年7月1日まで続いた。

地震の起源。
ダットン少佐の貴重な研究論文は、地震現象の記録である。彼は地震の原因についていかなる理論も提示しておらず、したがって、本章の残りの部分で述べられている内容については一切の責任を負わない。

地震の震源が 2 つあったことは、彼が決定的に示したと私は考えています。そこで、私の目的は、この 2 重の地震を引き起こした可能性のある動きの性質を簡単に追跡することです。

図28と29を参照すると、スローン氏とダットン少佐の両者によれば、ラントウルズ震源周辺の等震線は北から東に数度、南から西に数度走る線に沿って歪んでいることがわかる。その楕円形は、おそらく[135]震源はほぼ同じ方向に伸びていた。ウッドストックの震源付近では、2つの地図で等震線が異なって描かれており、どちらの場合も震源の形状について確かな指針を与えていない。しかし、スローン氏の証拠の解釈に従い、地震が断層によって形成されたと仮定すると、この地域では断層がわずかに東に曲がっている可能性が高い。

この点に関する唯一の証拠は、チャールストンから分岐する3本の鉄道線路沿いに見られる、実在する、あるいは見かけ上の地震強度の低い地域である。これらの地域の一つはノース・イースタン鉄道のマウント・ホリー駅付近で発生しており（B、図28および29）、もう一つはサウス・カロライナ鉄道（A）の11.5マイル地点から4マイルにわたって発生し、3つ目はチャールストン・アンド・サバンナ鉄道（C）沿いのアシュリー川から4マイルの距離で発生した。最初の2つの事例では、鉄道が通った土壌の性質により被害が少なかったとダットン少佐は示唆しているが、地震動の影響は一般的に軟弱な地盤でより甚大になる。全体として、言及されている3つの地域は実際には地震強度の低い地域である可能性が高いと思われ、それらがほぼ直線上に並んでいることは注目に値する。

これらの指摘の意味を示すために、CD（図32）を断層の断面、EFを地表の断面と仮定し、岩盤Aがわずかに、そして急激に下方にずれたと仮定する。すると、断層表面にあるAの粒子は衝撃摩擦によって急激に上方に引っ張られ、Bの粒子も同様に下方に引っ張られる。そのため、[136]二つの岩盤における地震波は、互いに逆位相の振動で始まります。断層線に沿って、岩石のあらゆる粒子はほぼ等しく上下に押されているため、実質的に静止したままです。したがって、隣接する岩盤におけるいずれかの地震波の伝播による部分的な干渉によって、強度の低い領域が生じる可能性があります。

強度欠陥領域の原因を説明する図。
図32.—強度欠陥領域の原因を説明する図。リストへ

もしこれが正しい説明であれば、発生断層の経路は、図 28 の破線で示される、等震曲線の主枝とほぼ平行な線になると考えられます。[46]両震源はこの線の西側にあるため、断層はこの方向に伸びているか、あるいは傾斜しているはずである。ウッドストックの等震線が北西方向に歪んでいることは、後者の推論を裏付けている。なぜなら、地震の強度は断層が伸びている側でより大きくなるからである。

サウスカロライナ州では地震が比較的少ないことから、この断層は広い間隔で変位する断層であると推測できます。断層面に沿って徐々に増大する応力は、8月27日と28日、そしておそらくそれ以前の数か月間に、ウッドストック震源域内またはその付近の1、2地点で緩和されました。しかし、最初の大きなずれは[137]その震源地で突然地震が発生し、徐々に南へと広がった。つまり、動きは途切れることなく、約30秒後にランタウルズ震源地に到達し、そこで二度目の大きなずれが発生した。8分から10分後に再びずれが発生した。断層のどの部分でずれたのかは不明である。その後、不規則な間隔で多数の小さな動きが続いたが、その頻度と震源域は徐々に減少していった。最初の擾乱から1年以内に、断層系は再び通常の静止状態に戻った。

参考文献
1.ダットン, CE —「1886年8月31日のチャールストン地震」アメリカ地質調査所第9回年次報告書、209～528頁。

2.ネイチャー、vol. xxxv.、1887、31-33 ページ。巻。 lxiii.、1901 年、165-166 ページ。

脚注:
[38]この記述の根拠は、1842年までを記載しているマレットの『記録された地震の目録』（ Brit. Assoc. Rep. 、1852年、1-176ページ、1853年、117-212ページ、1854年、1-326ページ）と、フックスの『1865 -1885年の地震統計』である。マレットによれば、1776年11月にサウスカロライナで地震があり、1811年12月16日のニューマドリッド地震はチャールストンでも感じられた。フックスはチャールストンで1870年5月12日と1876年12月12日に2回の地震、サウスカロライナで1879年12月12日と13日に2回の地震を記録している。

[39]1. 熟練した観測者が感じる衝撃を、単一の地震計、または同じパターンの複数の地震計（異なる種類の複数の地震計では記録されない）によって記録したもの。

2. さまざまな種類の地震計によって記録され、静止している少数の人によって感じられる。
3. 安静時に数人が感じる揺れ。持続時間または方向がわかるほど強い揺れ。
4. 動いている複数の人が感じる揺れ、動かせる物体、ドア、窓の揺れ、床のきしみ音。
5. 一般に誰もが感じる、家具やベッドが揺れる、鐘が鳴る。
6. 眠っている人々が目覚め、鐘が鳴り響き、シャンデリアが揺れ、時計が止まり、木や低木が目に見えて揺れ、驚いた人々が住居から逃げ出す。
7. 動産の転倒、漆喰の落下、教会の鐘の鳴り響き、一般大衆のパニック、建物への損傷なし。
8. 煙突の落下、建物の壁に亀裂が生じる。
9. 一部の建物が部分的または全体的に破壊される。
10. 大災害、廃墟、地層の乱れ、地殻の亀裂、山からの落石。

[40]これらの図は簡略化のため、河川、入江の大部分、その他の詳細は省略されています。鉄道線路沿いに小さな数字が加えられており、チャールストンの駅からの距離をマイル単位で示しています。

[41]もしそうなら、強度の減少は単なる見かけ上のものとなるでしょう。しかし、それは現実であった可能性があり、この仮定に関する可能な説明は後ほど示されます (p. 135)。

[42]cを震源の深さ、aを震源から単位距離における強度、yを震源から距離xにおける地表上の強度とすると、

y = a / ( c ² + x ²)

任意の点における曲線の傾きは次のように表される。

dy / dx = -2 ax / ( c ² + x ²)²、

そしてこれが最大値となるのは

d²y / dx²または (3 x² – c² ) / ( c² + x² )³

はゼロであり、 c = x √ 3のとき満たされる。

[43]英国協会報告書、1858年、101-103ページ。

[44]焦点の深さが非常に小さい場合は上記の時間を 1 秒増やす必要があり、焦点の深さが 23 マイルほど大きい場合は 1 秒減らす必要があります。いずれの場合も、その差は起こりうる誤差よりも小さくなります。

[45]用いられる方法は以下のとおりです。t 0 を焦点における計算時間（9時間51分6秒）、x秒をこの推定値の誤差、tを特定の場所での報告時刻、Dを焦点からの距離（マイル）、yを1マイルの移動に必要な秒数とします。yは距離によって変化しないと仮定すると、x + Dy = t + t 0となります。この式の式は各観測から得られ、最小二乗法を用いてxとyの最も確率の高い値を決定します 。

[46]私には、これがより可能性の高い経路に思えます。しかし、図28に示すように、断層線がマウント・ホリー駅からウッドストック震源の東側を通過し、その後ランタウルズ震源の西側を通過し、中間地域で断層の方向が変わる可能性も考えられます。

[138]
第6章目次
1887 年 2 月 23 日のリビエラ地震。

1887年2月23日にリビエラの賑やかな都市を襲った地震ほど、広く人々の関心を呼んだ地震はほとんどありません。最初の最大の地震は 午前6時20分頃に発生し、2番目の地震はその9分後、そして3番目の地震は中程度の強さで午前8時51分頃に発生しました。[47]三つの地震はいずれも破壊的な激しさを誇り、被害は海岸沿いに広がり、ニースからサヴォーナを越えて内陸部にまで及んだ。しかし、財産被害の大部分とほぼすべての人命損失は国境の東側に集中していた。そのため、地震の科学的調査と、家や生活の糧を失った人々の生活支援はイタリア政府の責務となった。2年前にアンダルシアの地震を研究していたタラメッリ教授とメルカリ教授が再び指名され、前者は中央部の地質調査、後者は地震現象の報告を行った。彼らの共同記録は、私たちが知る限りの地震に関する最も完全な記録の一つであり、本章で述べる記述の根拠となっている。もう一つの貴重な研究論文は[139]ジェノバのA・イッセル教授が作成した報告書は、同省から独立して任命されたものです。イタリアの町村における地震被害の規模を推定するために、第三の公式委員会も派遣されました。フランスでは、財産被害ははるかに少なく、主に遠方の観測所に設置された磁力計などの機器によって得られた地震の記録に注目が集まりました。スイスでは、遠隔地で発生した地震の一時的な振動による影響のみが指摘されていましたが、同国に設置された常設の地震学委員会によって多くの興味深い記録が収集されました。

地震による被害。
建物の性質、基礎、立地条件の違いにより、地震の破壊的な影響は常に大きく異なります。同じ町でも、ほとんどの家屋が倒壊する一方で、中には粉々に砕け散ったもののまだ立っている家屋や、ほとんど無傷の家屋が残っていることもあります。より強い余震によって、部分的に損傷した家屋が完全に破壊されることも少なくありませんが、そのような場合でも、実際の被害は概して比較的小さいものです。

2月23日の2つの強い余震が連続して発生したため、最初の地震の影響と区別することは原則として不可能であったが、被害全体の約4分の1は2つの余震によって生じたと概算されている。[140]負傷者の数が比較的少なかったことも一因であると思われるが、瓦礫の下に埋もれた多くの人々は、救出される前にその後の落下により亡くなったことは間違いない。

メルカリ教授によれば、これら3つの地震を合わせると、イタリアだけでも財産損失総額は約2,200万フランに上るという。フランスのアルプ＝マリティーム県については詳細な情報は不明だが、損失額は300万フランを大きく下回ることはないだろう。したがって、被害総額は約100万ポンドと推定される。公式委員会が発表した数字によると、地震による被害が最も大きかったのはディアノ・マリーナとディアノ・カステッロで、オネーリア、ブッサーナ、バイアルド、ポンペイアーナ、ヴァッレクロージアなどの他の地域では被害は比較的軽微であった。メントーネでは約155戸、ニースでは約61戸が居住不能となり、その他多くの住宅が大きな被害を受けた。

イタリアでは633人が死亡、432人が重傷、104人が軽傷を負った。フランスでは7人が死亡、30人が重傷を負ったが、軽傷者の数は不明である。死者の大部分は2、3か所に集中している。例えば、ディアノ・マリーナでは190人が死亡、102人が負傷、バイアルドでは220人が死亡、60人が負傷、ブッサーナでは53人が死亡、27人が負傷した。しかしながら、死亡率は比較的低く、上記の各地域でそれぞれ8.5%、14%、6.5%以下であった。これは、アンダルシア地震の中規模地震地域の各地域で得られた数値をわずかに上回る程度である。

[141]被害は甚大とは言い難いものの、リヴィエラ特有の建築様式が大きな原因であったことは否めない。上層階の壁にもアーチが見られるのが一般的で、オネーリアやディアノ・マリーナでは、他の地域でもそうであるように、床はほぼ例外なくレンガ造りのアーチで、壁に接しており、横方向の支えは全くない。メルカリ教授は、民家では遺体の90%以上がこれらの崩れたアーチの下敷きになったと考えている。建物の高さは、基礎の高さや壁の厚さに比例して高く、主要な壁には多数の開口部があり、その隅からほとんどすべての亀裂が生じている。海岸沿いの町の中には、海岸で拾った丸石や、あらゆる形や大きさの石を混ぜ合わせた瓦礫を、品質の悪いセメントで固めて建てた家もある。最後に、以前の地震による被害の多くは修復が不十分であったことから、リビエラ地震の破壊力は、かなりの程度、予防可能な原因によるものであることは明らかです。

灰の水曜日の朝 6 時過ぎに主震動が起こったことも死亡率を高めたに違いない。というのは、多くの人々が一晩遊んだ後、しばらく横になってぐっすり眠っていたが、一方ですでに起き上がって教会に集まっていた人々もいた。どちらの場合も、脱出が困難な状況であった。

しかし、犠牲者数のこの偶然の増加を考慮すると、メルカリ教授は1887年の地震が最も悲惨な地震であったと考えている。[142]過去 3 世紀にリヴィエラや北イタリアを襲ったすべての地震の中で、最も破壊力の大きい地震は 19 世紀に 3 回発生しましたが、いずれも半島南部に限られていました。具体的には、1805 年と 1857 年のナポリ地震、および 1883 年のイスキア地震です。

地震に備える。
1887年の一連の地震の最初の発生時刻を正確に特定することは、例年通り困難です。しかし、大地震への準備期間が極めて短かったことは明らかです。オネリアでは、2月23日までの1ヶ月間、主に夜間に微かな揺れと音が何度も観測されたとされていますが、当時は地震によるものとは考えられていませんでした。また、ディアノでも2月21日から22日にかけての真夜中頃に、わずかな揺れが報告されています。

最初の確実な揺れは2月22日 午後8時30分頃、つまり本震の10時間前に発生した。非常に弱かったが、リヴィエラ全域とピエモンテの一部で感じられた。2番目の揺れも弱かったが、 午後11時頃に発生した。3番目の揺れは2月23日午前1時頃、リグリア・アペニン山脈東部でのみ感じられた。この時、ジェノヴァの潮位計は異常な振動を記録した。1時間後、より重要な、しかし決して強い揺れではなかった揺れが発生した。これはリヴィエラ全域、ピエモンテ、そしてコルシカ島で感知された。言い換えれば、この揺れは壊滅的な揺れの中心地域とほぼ一致する地域を揺らした。 [143]午前5 時頃、ジェノバの潮位計の別の異常な振動とほぼ同時に、同じ地域で 5 回目の地震が感じられました。この地震は前の地震よりいくぶん弱いものでした。一方、6 回目の地震は大きな地震の数分前に数か所で観測されました。

2月22日から23日にかけての夜、多くの町や村で神経質な人々が理由もなく動揺した。鳥や動物は人間よりも微かな揺れに敏感で、特に地震の数分前にはより顕著な影響を受けた。馬は餌を拒み、落ち着きを失い、厩舎から逃げ出そうとした。犬は吠え、鳥は飛び回り、警戒の声を上げた。これらの症状は中部地域のイタリア領内で130か所以上で確認されたことから、人間にはほとんど感知できない微小地震による揺れによって引き起こされたことはほぼ間違いない。

等震線と擾乱地域。
等震線の唯一の完全な地図は、メルカリ教授によって描かれたものです。[48]図33に再現されたこの地図では、実線は主要な等震線を表し、点線は2つのより強い余震による擾乱地域を定義しています。

図33の1で囲まれたメイゾ地震領域は、図34にも拡大して示されている。後者の図で小さな円で示された場所では、主震動は [144]「壊滅的」と評価され、各地区の家屋の一部は完全に、あるいは部分的に損壊した。小さな十字で印が付けられた場所では、地震は「ほぼ壊滅的」であった。つまり、多数の家屋が被害を受けたが、深刻な被害はなかった。このように、中規模地震発生域はリヴィエラ海岸沿いにメントーネからアルビッソラまで106マイルにわたって106マイルにわたって広がり、内陸部には9マイルから12マイルしか広がっていない狭い帯状の地域である。最大震度は[145]多くの家屋が倒壊し、相当数の人命が失われた地震は、ブッサーノとディアノ・マリーナの間のわずか数カ所で発生し、いずれも長さ約20マイル、幅約3～3.5マイルの沿岸帯内にあった。しかし、震源が陸上であったとすれば、その範囲ははるかに広大で、メルカリ教授の推定によると実際の約4倍に及んでいたであろう。

リビエラ地震の等震線。
図33.—リヴィエラ地震の等震線（メルカリ）リストへ

2で示した曲線（図33）は「ほぼ壊滅的」な地域を囲んでいる。北に向かって拡大し、西、北西、東に向かって縮小しているのが、この地域の最も顕著な特徴である。次の軽微な被害地域は、等震度2と3の間にあり、後者の曲線はおそらくコルシカ島の北端をかすめている。その先には「強い」地域があり、ここでは概ね揺れは感じられたものの、建物への被害はなかった。その境界（4で示した）はマルセイユ、コモ、パルマ付近を通り、コルシカ島のほぼ全域を包含している。北西方向、アオスタ渓谷では、等震度3に向かって曲線を描いている。

最も外側のゾーンでは、震度は「わずか」で、境界に向かっていくと、かろうじて感知できる程度だった。もちろん、擾乱を受けた地域を規定する境界は、北はバーゼルとディジョン、西はペルピニャン、東はトレント、ヴェネツィア、ポルデノーネ、南はティヴォリ（ローマ近郊）とサルデーニャ島北端まで広がっている。スイス東部では、境界は内側に大きく湾曲している。これはおそらく、メルカリ教授が示唆するように、振動が北部アペニン山脈をその軸に対してほぼ直角に横断する必要があるためと考えられる。この湾を除いて、[146]しかし、この曲線は円とほとんど変わらず、その中心はオネリアの少し南の海上にあり、他の証拠から震源地とされている位置に近い。この円の半径は約264マイル（約420キロメートル）なので、擾乱を受けた地域は約219,000平方マイル（約560平方キロメートル）であったと推定される。これほど強い地震にしては、決して大きな面積とは言えない。

震源地の位置。
図33に示す中規模地震域の形状から、そのほんの一部が陸地と接しており、震源は海上よりやや離れた地点にあることが明らかである。同じ結論を導く他の事実も挙げることができる。例えば、地震による被害が最も大きかった地域でさえ、純粋な垂直方向の動きは観測されなかった。また、これらの地域では大規模な地滑りも見られなかった。地下水系にも永続的な変化は見られなかった。そして、メルカリ教授が指摘するように、大地震の震源域に特徴的な地表の歪みは、概して全く見られなかった。さらに、深海に棲む魚類の死骸や逃走、そしてジェノバとニースの潮位計に記録された地震波からも、海底が何らかの擾乱を受けたことが伺える。これらの現象については後のセクションで説明しますが、ここではオネリアで発生したいくつかの強い余震に関する興味深い観察結果について言及しておくべきでしょう。海岸にいた人々は、海が波立ち、揺れ動くのを目撃し、その直後に揺れを感じたと言われています。

[147]震源位置の特定にあたり、メルカリ教授はいつものように、地震の方向に関する観測、特にランプなどの吊り下げ物の振動、自由に動く物体の落下や落下、被害を受けた家屋の亀裂など、そして振り子時計の停止といった観測結果に頼った。こうした観測は120地点で行われ、そのうち72地点は西リヴィエラとアルプ＝マリティーム地方、48地点はピエモンテ、ロンバルディア、トスカーナ地方であった。

これらの場所の多くでは、地震の揺れは極めて複雑でした。例えば、最も強く揺れた地域のほぼ全域で、地震の方向は複数回変化しました。そのため、可能な限り、各場所における地震の主方向を特定する必要がありました。オネーリア、メントーネ、アンティーブ、クーネオなどの都市では、地震は主に2つの方向を持ち、それらは互いに直角をなしているように見えました。メルカリ教授が示唆するように、この傾きは、実際の方向が観測が行われた家屋の主壁の方向と近似していたことに一部起因している可能性があります。

地図上に描かれた方向線のほとんどは、オネーリア子午線とサンレモ子午線の間、海岸から9～15マイルの範囲に収束する。震源地に近い場所については、メルカリの意見によれば、オネーリア、メントーネ、タッジャ、ボルディゲーラ、カステル・ヴィットーリオ、ニース、ジェノヴァで引かれた線が最も信頼できる。これらの線が交差する点は、震源域地図上に小さな十字で示されている（図34）。これらの線はすべて、海岸から6～15マイルの距離にある海上に位置している。[148]オネーリアの南。主震源地として最も可能性が高いのは、オネーリアの南約15マイルに位置する小円Aで示される地点である。

リビエラ地震の名造地震域。
図34.—リビエラ地震の明星地震域。 (タラメリとメルカリ。 )リストへ

[149]しかし、この震源地とは関係のない方向線もいくつか存在します。ニース、メントン、アンティーブの東西方向の線に加え、同じ場所に南北方向、あるいはほぼ南北方向に走る線も存在します。メルカリ教授は、これらはニースの南に位置する第二の震源地からの振動によるものだと考えています。また、より遠方の地点にも、対応する震源地付近に向かって収束する方向線がいくつか存在します。

この結論は、いくつかの優れた時間記録によって意外にも裏付けられました。ロアーノ駅とピエトラ・リーグレ駅では、発生時刻はそれぞれ6時20分5秒と6時20分と発表されていました。これらの推定値はおそらく数秒以内の誤差で正確です。なぜなら、地震発生時、ジェノバから鉄道に沿って正確な時刻を報告した警官はロアーナにいて、ピエトラ・リーグレを通過したばかりだったからです。一方、メントーネ駅とニース駅の推定値、すなわち6時18分35秒と6時19分43秒は、同程度正確ではないとしても、数秒の誤差、ましてや1分以内の誤差はあり得ません。ロアナとピエトラ・リーグレの主震源からの距離はそれぞれ 31 マイルと 32 マイル、メントーネとニースのそれぞれ 28 マイルと 37 マイルであるので、ニースとメントーネに最初に到達した振動は、主震源より数秒前に衝撃が生じた局所的な震源から来たものであることは明らかである。

主な焦点の深さ。
焦点深度を決定する方法はすべて不正確であるが、教授によれば、[150]イッセルは、リヴィエラの主要震源は地表からかなり離れた場所にあったと主張している。震源域のどの場所においても、震源はそれほど激しいものではなかった。しかし、震源から250マイル以上離れたスイスやその他の地域で時計を止めるほどの強さであったことから、震源域外に向かうにつれて震度は極めてゆっくりと弱まっていったに違いない。

メルカリ教授は、他の地震学者よりもマレットの手法を高く評価している。教授は、リヴィエラ地震によって擾乱された外縁部から中層地震域に向かって、地震発生角が徐々に増加していることを指摘する。中層地震域では、震源の主方向に平行な壁の亀裂から、良好な観測データがいくつか得られている。教授が最も信頼できると考える発生角は、タッジャで35度、オネリアで40度、ボルディゲーラで約30度である。震源の深さはそれぞれ10.4マイル（約16.4キロメートル）、10.4マイル（約16.4キロメートル）、11.6マイル（約18.4キロメートル）で、平均約10.75マイル（約22.4キロメートル）となる。

ニースとメントーン付近の二次焦点の深さについては、同様の観察は行われていないが、メルカリ教授は、この焦点からの振動の垂直成分が主焦点から来る動きの垂直成分よりはるかに感知しにくかったため、二次焦点は他の焦点よりも浅かったに違いないと指摘している。

ショックの性質。
二重のショック。―タラメッリ教授とメルカリ教授が作成した貴重な記録集には、一見したところ、ショックの性質に関する証拠が極めて多様であるように思われる。例えば、P.マウリツィオの領域においてのみ、[151]地震の記述では、25か所で最初は亜熱帯性でその後波状または渦状、22か所で波状でその後亜熱帯性、13か所で波状でその後亜熱帯性、再び波状または渦状、2か所で最初は亜熱帯性でその後波状、最後に亜熱帯性と渦状であった。地震の継続時間は相当長く、通常は30秒以上であったこと、また、地震動にはいくつかの段階があったことは明らかである。また、地震による不安と、地震発生時に観測者のほとんどが眠っていたという事実により、これらの段階の1つまたは複数が気づかれなかった可能性がある。記憶の欠陥も無視できない影響を与えているに違いない。なぜなら、イギリス諸島で感じられた単純な地震でさえ、同じ場所または近隣の人々の証言には大きなばらつきがあるからである。

しかし、注意深い人々の報告だけに限定すれば、食い違いは大幅に解消される。実際、廃墟となった地域（図33）全体にわたって、地震はほぼ均一な特徴を維持していた。例えばオネリアでは、2つの明確な段階があった。最初の段階は短い下向きの揺れで始まり、その後、周期の長い水平方向のうねりが続いた。一瞬の休止の後、垂直ではないものの、地平線に対して大きく傾斜した振動が続いた。この振動は第2段階の間中続いたが、終盤にかけて新たなうねりが重なり合い、異なる方向から来たこれらのうねりが、明らかに渦巻き状の動きをもたらした。メルカリ教授は、図35の曲線aでこの動きを図式的に表している。ディアノ・マリーナでは、曲線bからわかるように、地震は[152]再び2つの段階からなり、それぞれの段階は少数の亜熱帯振動で始まり、はるかに長周期の水平うねりで終わる。最初の段階では、うねりは支配的な方向で特徴づけられていたが、2番目の段階の終わりに近づくにつれて、明確な方向はなくなり、再び渦状の衝撃波のような印象を受けた。サヴォーナでは、曲線cで表される動きは25秒から30秒続いたと思われる。これもまた2つの段階からなり、亜熱帯振動とうねりは同程度の順序で現れ、衝撃波の2番目の部分は最初の部分よりもはるかに強かったことが観察された。一部の観測者によると、最後の動きは渦状であったという。

リビエラ地震の衝撃の性質。
図35.—リビエラ地震の衝撃の性質。 (タラメリとメルカリ。 )リストへ

廃墟となった地域を囲む地域では、地震の鉛直成分は強度とともに減少することが観測されたが、その他の点では、また継続時間においても、地震は概ね同じ形状を保っていた。ジェノヴァ、トリノ、アックイ、アレッサンドリア、アンティーブなどの場所では、2つの異なる位相が見られた。[153]揺れは時折短い休止を挟んで知覚され、最初の揺れは常に弱いものであった。いくつかの場所では、観測者は午前6時20分頃に数秒間隔で2回の揺れがあったと報告しており、この間隔はガルダ湖畔のサロやヴェネツィアのヴィチェンツァまで確認できた。揺れの弱い部分は感知できなくなり、残りの部分は水平方向の振動で、その緩慢さと規則性が顕著で、20秒から30秒も続いた。

したがって、メルカリ教授と同様に、地震は2つの異なる地震がほぼ同時に連続して発生した結果であると結論付けることができる。それぞれの地震において、初期にはほぼ垂直な振動がより顕著であったが、終盤にかけてはより緩やかな波動が優勢となり、第二段階の振動は、異なる方向からの動きが重なり合うことで、概して渦状になった。より注意深く記された記録の全てにおいて、第二段階の地震はより強いとされており、特に中層地震域における浅部振動に関しては顕著である。ただし、ニース近郊では、第二段階は一般的に第一段階よりも弱い、あるいは少なくとも第一段階ほど強くはないと考えられている。

二重震源の起源。これらの観測結果は、主地震が二つの異なる震源から構成されていただけでなく、震源地も異なっていたことを示している。もし両方の震源の振動が同じ震源から始まっていたとしたら、第二の震源の方がどこでも強かったはずだ。しかし、ニース近郊の小さな地域では、[154]最初の部分の強度の方が強かった。これは明らかにニースからそう遠くない場所にもう一つの中心点があったことを示している。そして、その地域で最初の部分の強度が強かったのは、この中心点が近かったからに他ならないことは明らかである。なぜなら、さらに西​​のアンティーブでは、第二の部分の強度がさらに強かったからである。

このように、観測から得られた震源の方向、発生時刻、そして性質に関する推論は、驚くほど一致している。こうした一致した証言を踏まえると、オネーリアの南とニースの南にそれぞれ震源が二つ存在したことにはほとんど疑いの余地がない。後者の初期震源は明らかに弱く、東側の震源よりも数秒先行している。この間隔は、結果として生じた振動がオネーリアの震源に到達し、そこからさらに広がり、震源からの振動が外向きの旅を始める前に、その距離を延ばすのに十分な時間である。

地震記録 — 1887年当時、リヴィエラとその周辺地域には、精密に製作された地震計が備え付けられていませんでした。アレッサンドリア、ミラノ、モンツァ、パルマ、フィレンツェといったイタリア各地の観測所には、地震計や振り子が設置されており、それらはすべて地震が発生した事実を記録し、多くの場合、一連の楕円形または細長い曲線を描きました。フランスのペルピニャンにあるチェッキ式地震計によっても地震の記録が残されていましたが、震源地からの距離が遠すぎたため、詳細な記録を示すことができませんでした。最も貴重な記録は、震源地から北へ約90マイル離れたトリノ近郊のモンカリエーリ観測所にあるチェッキ式地震計から得られたものでした。

[155]この地震計では、振り子に指針が取り付けられており、その先端が直立した長方形の箱の側面に貼られた垂直の紙に接触します。地震が発生すると、この箱は等速度でゆっくりと下降し、動く指針が煙を帯びた紙に曲線を描きます。水平運動の南北成分は西向きの紙に、東西成分は南向きの紙に刻まれます。

モンカリエーリにおけるリビエラ地震の地震記録。
図36.—モンカリエリにおけるリヴィエラ地震の地震記録。（デンツァ）リストへ

リヴィエラ地震の際、最初の振り子は不明瞭な記録を残したが、もう一方の振り子は図36に示すような軌跡を描いた。ここに示す動きは、ローマ標準時午前6時21分50秒頃、一連の小さな揺れとともに始まり、約12秒間続いた。その後、ほぼ東西方向に大きな振動が続き、6時22分21秒に、地震の始まりに似た、しかし振幅の大きい2回目の揺れが続いた。この揺れは少なくとも12秒間続き、その終わりに煙の出た紙の動きは止まった。したがって、モンカリエーリにおけるこの揺れの合計時間は43秒未満ではなかったはずである。

[156]この記録は興味深いものですが、地盤の振動をどの程度正確に反映しているかは疑問です。モンカリエリの装置は、地震発生時に地盤が複雑に振動する間、一部の部分が安定、あるいはほぼ安定を保つ現代の地震計が設計される前に設置されました。図36の曲線には、震動が2つの部分に分かれている兆候が見られません。これはおそらく振り子自体の振動によるものでしょう。その場合、指針が描く曲線は、地盤の振動と振り子の固有運動の合力となります。

音響現象。
リヴィエラ地震に先行して発生した音とそれに伴う音は、広範囲で観測されたように見えるにもかかわらず、ほとんど研究されていません。音が聞こえた範囲の境界を特定する試みは行われていませんが、メルカリ教授は、外側の二つの地域（図33）では、音は概ね観測されなかったと述べています。しかし、ロンバルディア州のピアチェンツァとエミリア州のレッジョ付近では、主震源から約115マイルと140マイル離れた場所で音が聞こえました。

最も激しい衝撃が加わった地域では、音は列車や車両の走行音に似ていたが、それ以外の地域では、概して激しい風のシューという音に似ていた。爆発音、砲撃音、遠雷に似た音はごくわずかだった。観測者の中には、この音は最初は[157]まるで強い風が吹き始めたかのような、そして次に重い鉄道列車が通過するときの轟音のような。

地震発生時に起きていた観測者のほぼ全員が、地震の音が地盤のいかなる動きよりも明らかに先行していたと断言している。このことから、アンダルシア地震の場合と同様に、メルカリ教授は音の振動がより高速に伝播したと推論している。しかし、第8章で示すように、地震の音が一般的に先行していたことには、より妥当な別の説明が可能である。

感じられなかった地震。
アンダルシア地震が初めて、感知されない地波の遠距離伝播に人々の注目を集めたとすれば、リヴィエラ地震は、これが単なる孤立した現象ではないことを示しました。現在では、このような地波の伝播は地表に限られることが分かっていますが、1887年当時は、この擾乱の性質、つまりその起源が磁気的なものなのか機械的なものなのかについて、当初は疑問が持たれていました。

1884年、磁気記録計の障害を受けた観測所は、リスボン、サンモール公園（パリ近郊）、グリニッジ、ヴィルヘルムスハーフェンの4ヶ所のみでした。1887年には、これらの観測所と他のいくつかの観測所で磁気記録計がリヴィエラ地震を記録しました。その分布は図37に示されています。この概略図では、主震源の位置が小さな十字で示され、ほぼ円形の線が障害を受けた地域の境界を示しています。

リビエラ地震により磁力計が妨害された観測所の分布。
図37.—リビエラ地震により磁力計が妨害された観測所の分布。リストへ

ニース、リヨン、[158]ペルピニャンもこの領域内にあります。ニース（震源地から37マイル離れた場所）では、ペロタン氏は、磁力計の曲線は鉛直力曲線に顕著な磁気擾乱が見られるものの、その時刻は明記されていないものの、特に注目すべき点は見られないと述べています。[49]リヨン（211マイル）では、偏角、水平力、垂直力の磁石がすべて午前6時25分47秒に乱され 、ペルピニャン（264マイル）では、3つの磁石すべて、特に[159]偏角と水平力は、6時25分20秒に急激に振動するように設定されました。

フランスの他の地域では、パリ近郊のサンモール公園とモンスリー（約447マイル）、そしてナント（538マイル）の観測所で擾乱が観測されました。サンモール公園では、3つの曲線すべてに6時25分35秒の地震の非常に明確な痕跡が見られ、振動は数分間続きました。モンスリーでも同時刻に始まりました。ナントでは、擾乱は非常に小さく、最初の調査では気づかれませんでした。

オーストリアでは、ポーラ（295マイル）とウィーン（506マイル）でそれぞれ6時28分35秒と6時30分35秒に擾乱が観測され、ブリュッセル（522マイル）には6時29分27秒、ユトレヒト（600マイル）には6時28分38秒に到達しました。[50]ヴィルヘルムスハーフェン（690マイル）では、垂直力磁石のみが影響を受け、振動は6時30分35秒に始まり、14分間続いた。6時27分55秒には、グリニッジ天文台（642マイル）の赤緯磁石と水平力磁石が振動し始めたが、垂直力曲線や2つの地電流計には同様の擾乱は見られなかった。キュー天文台（652マイル）では、水平力磁力計が地震により6時29分55秒頃に動いた。ストーニーハーストとファルマスの曲線には擾乱の兆候は見られず、ロシアのパウロフスクやセビリアの曲線にも擾乱の兆候は見られない。しかし、リスボン（951マイル）では、3つの曲線が6時32分の擾乱を示している。 35 シリングですが、非常に脆弱なので、地震の発生が知られていなかったら発見されなかったでしょう。

[160]磁力計に記録された効果は、通常の磁気擾乱に対応するものとは全く異なります。しかし、地震動が数分間続いた点を除けば、時刻表示に用いられる瞬間電流の作用によって生じる効果と似ています（図21参照）。したがって、いずれの場合も、磁気棒は複数回、あるいは多数のパルスを連続して受けたに違いありません。

さて、これらのインパルスが各磁石に及ぼす影響は、磁石の振動周期、振動の減衰率、そして連続するインパルス間の間隔の間に存在する関係性に依存する。また、棒が知覚できるほど変位する前に、逆向きのインパルスが2つ連続して発生した場合、現象の見かけ上の開始が遅れる可能性がある。したがって、M.マスカールが指摘するように、3つの計器の擾乱は必ずしも同じ大きさである必要はなく、装置の形状が異なると影響は大きく異なり、ある計器の偏向が別の計器の偏向に先行して同じ場所で発生する可能性もあることが予想される。

全ての磁気記録計は印画紙に記録されており、印画紙の移動速度が非常に遅いため、運動の時刻は1分単位までしか正確には把握できない。フランスの曲線における擾乱はほぼ同時に発生し、他の曲線における擾乱の発生時刻は5分以内であったことから、磁気記録計が記録したのは地面の動きではなく電流の流れであるというマスカール氏の主張には一定の根拠がある。[161]地震の特定の時期に地中に生成されたもの。[51]

一方、ニースの擾乱地域の中心部では、地震発生時に 3 台すべてではないにせよ 2 台の磁力計が影響を受けていなかったことに注目すべきである。

一見すると、この事実は擾乱の機械的な説明と全く相容れないように思える。しかし、震源地付近のように振動が非常に速い場合、磁石棒はその吊り下げ状態のため、衝撃の連続する位相間の短い間隔で、顕著に偏向する時間が十分にない。例えば、モンスリー観測所の磁力記録では、隣接する2本の線路を鉄道列車が通過する際に、ほとんど擾乱の痕跡は見られない。しかし、地球波が発生源から遠ざかるほど、振動周期は長くなる。スイスでは、肉眼で見ても、その遅さは顕著であった。したがって、リヴィエラから多少離れた場所では、磁石は自身の振動周期に近い間隔で衝撃を受け、しばらくの間、自由に振動することになる。

繰り返しになりますが、多少の差異はあるものの、[162]全体として、擾乱の初期段階の遅延は震源からの距離が遠くなるにつれて大きくなると指摘した。したがって、擾乱の原因は震源そのものに求めなければならないことは明らかであると思われる。ただし、異なる場所における擾乱の初期段階は、地球波の伝播速度を確定するにはあまりにも大まかに定義されすぎている。

海上での地震の影響。
リビエラ地震は海底で発生したため、この巻で説明されている他の地震には見られなかったいくつかの現象が特徴的でした。

海上地震の性質。地震発生時、数隻の船舶が震源地付近にいた。ディアノ・マリーナ沖約3マイルの地点にある一隻は、午前6時20分頃、マストが折れそうなほど激しく二度揺れた。P・マウリツィオの南約10マイルの地点にあるもう一隻も、数分間隔で二度の揺れを経験した。そのたびに海底に衝突したかのような揺れだった。これらの観察結果は、二重の揺れが陸上だけでなく海上でも感じられたことを示している点で特に興味深い。横方向の振動は水中を伝播しないため、一部の人が主張するように、二度目の揺れは横方向の振動で構成されたものではない。

魚類の壊滅 —地震直後の数日間、特にニース近郊では、浅瀬や海岸に打ち上げられた状態で、多数の深海魚が死んでいるか半死半生の状態であることが発見された。その中には、ほとんどが死んで漂流しているものも多数含まれていた。[163]典型的な深海性魚類であるAlepocephalus rostratus 、 Pomatomus telescopium、Scopelus elongatus、S. humboldtiが数匹、そしてDentex macrophthalmus とSpinax nigerが多数。これらの魚の死と逃走は、ダイナマイトの爆発のような突然の衝撃が体表全体に同時に伝わったためと推測されます。

ニースの潮位計の記録。
図38.—ニースの潮位計の記録。(イッセル)リストへ

地震による海面波。地震発生直後、海面は10メートルから30メートルと推定される短い距離後退し、普段は海面下に沈んでいる岩が露出した。P.マウリツィオでは、海面が1メートル強低下し、数分後には元の水面より1メートル近く上昇したが、その後、徐々に減少する一連の振動を経て、元の水面に戻った。サンレモでもほぼ同程度の低下が見られ、5分後には海面が戻り、港に停泊していた船舶が係留索から離脱した。また、アンティーブでも、海面が突然約1メートル低下したため、港に停泊していた船舶は数秒間座礁したが、その後、勢いよく元の水面に戻った。

目撃者の証言は、ニースとジェノバの潮位計の曲線によって確認されており、その曲線は図38と39に再現されている。ニースでは、通常のコースで最初に曲線が停止したのは、[164]午前6時30分[52]海面はやや急激に沈下し、数回の顕著な振動の後、午前7時50分に徐々に通常の位置に戻りました。ジェノバでは、衝撃により潮位計の筆記ペンが記録用紙にへこみをつけ、その後すぐに曲線は不規則な振動の連続を示し、1時間あたり約8回発生し、主な地震の約2時間後には知覚できなくなるまで徐々に減少しました。

ジェノバの潮位計の記録。
図39.—ジェノヴァの潮位計の記録。（イッセル）リストへ

その他の現象。
地質構造と地震の強さの関係。アンダルシア地震と同様に、リヴィエラ地震による被害の多くは、建設工事の欠陥と材料の欠陥が原因でした。しかし、地震の規模が地域によって大きく異なることから判断すると、表層の岩石の性質がさらに大きな影響を及ぼしたに違いありません。例えば、チェルボでは、財産被害は人口一人当たり3ポンド未満でした。ディアノ・マリーナでは、わずか2～3ポンドでした。[165]西へ数マイル進むと、一人当たり22ポンドにまで上昇しました。チェルボでの死亡率は約10分の1、ディアノ・マリーナでは約8.5%でした。また、メントーネでも被害は甚大だったに違いありません。約155軒の家屋が居住不能になったからです。一方、わずか数マイル西へ行ったモンテカルロはほとんど無傷でした。メントーネとディアノ・マリーナは大部分が粘土または沖積堆積物の上に建てられており、モンテカルロは石灰岩を基礎としています。

一つの町内においても、同様に顕著な違いが見られた。メントンでは、海に近い低地や谷間の沖積土の上に建てられた2階建ての住宅に最も大きな被害が出た。この地域における基礎の影響は、300ヤード以内の距離にある、同じようにしっかりと建てられた2軒の住宅の事例でよく示された。谷間にある、基礎が怪しい1軒は大きく崩れたが、岩の上に建てられたもう1軒は無傷だった。特に高台にある大型ホテルは被害が最も少なく、主壁に深刻な被害を受けたものはほとんどなかった。これらの建物は4階から6階建てで、必然的に堅固な基礎を備えている。

タラメッリ教授とメルカリ教授は、このセクションの主題について綿密な研究を行いました。彼らが導き出した一般的な結論は、地震の強度が最も大きかったのは、鮮新世の礫岩、緻密な古い岩石の上に重なる粘土層、沖積層、不連続な泥灰岩と石灰岩、あるいは緻密な砂岩の層が繰り返し互層する、ある程度の厚さの中新世の地層、白亜層、あるいはやや腐朽したドロマイト層の上に築かれた場所であるというものです。

衝撃は、[166]孤立した丘陵や尾根の頂上、そして山の急斜面では、地盤の形状の影響は地盤の性質による影響に劣っていました。例えば、メントーネでは既に述べたように、ニースやジェノヴァでも、高台の岩盤の上に建てられた家屋は、砂や最近の沖積土からなる平野に建てられた家屋よりも被害がはるかに少なかったのです。

鉄道トンネルにおける地震の観測。―様々な時期と場所で行われた鉱山での観測により、地震は地表よりも深部では（あるいは全く感じられないとしても）弱く感じられることが証明された。リヴィエラの鉄道トンネルでは、イッセル教授が示したように、1887年の地震の際にも同様の結果が示された。

ジェノバからピエモンテへと北上する路線には、ポンテロッソとロンコの間の丘陵地帯を貫く全長5マイル（約8キロメートル）以上のトンネルがあり、その上部の岩盤の厚さは最大で約3000メートル（約1,000フィート）に達します。地震発生時、トンネルは全域で全幅に開かれておらず、作業員は各所で作業していました。トンネルの外側では、建物に損傷を与えるほどの強い揺れがありました。トンネル内部では、南端から約200ヤード（約180メートル）の地点では微かな揺れが感じられました。1,350ヤード（約1,625メートル）と1,625ヤード（約1,625メートル）の地点では、壁面からレンガがいくつか剥がれるのが見えましたが、それ以外に揺れを感じたことはありません。さらに数ヤード離れた地点でも、作業員は異常な動きに気づきませんでした。

また、ジェノヴァ港と東駅の間の約4分の3マイルの未完成のトンネルでも、振動はわずかに感じられた。[167]ジェノバからニースまで、つまり中規模地震地域に位置するトンネルでは、揺れは非常に弱かったか、まったく感じられず、トンネルのいずれもわずかな被害しか受けなかった。

長いトンネル内で作業する人々にとって、地震を観測するための条件はいくぶん不完全ですが、それでもこれらの事実は、地表下の深いところでの地震の強さが劣っていることを非常に明確に示しています。

余震。
大地震の感じられなかった地震波が、擾乱を受けた地域を取り囲む一帯をまだ進んでいたが、中央部は午前6 時 29 分に、沿岸部の被災した町に新たな廃墟をもたらすほどの強い揺れに再び襲われた。ほぼ 2 時間半の静寂が続き、中震域の中央部で数回の地中の鳴りが聞こえるのみであった。その後、午前8 時 51 分に、短く鋭く、強さでは本地震に劣る別の揺れが発生した。これらの余震は両方とも西スイスで感じられ、実際、大地震の揺れとほぼ同じくらいの距離で知覚された。ただし、2 回目の余震は最初の余震よりも少し遠く、ヴィチェンツァ、フォルリ、フィレンツェなどの場所でのみ知覚された。6 時 29 分に起きた余震は通常、長く、振動は波状であると表現される。 8時51分に発生した地震は、波状というよりむしろ低波状で、非常に短時間続きました。しかし、この地震の後、数秒の間隔を置いて別の地震が発生しましたが、非常に弱く、通常は気づかれることなく過ぎ去りました。どちらの地震も、ゴロゴロという音が先行していました。

[168]その後二日間、リヴィエラでは頻繁に地震と地鳴りが観測された。平均して1時間に一度、中震帯の大部分が、程度の差はあれ、振動に揺れた。しかし、ディアノ・マリーナ、アラッシオ、そして遠くはニースに至るまで、地震と地震の合間には、注意深く観察すれば、ほぼ絶え間なく地面が脈打っているのが感じられた。

これらの地震のうち、2月24日午前2時10分の地震だけが 、建物に軽微な被害をもたらすほどの強さでした。この地震の揺れは、その後の地震のいずれにも及ばない範囲に及びました。その範囲は、図33の点線Aで示されるように、北東はピアチェンツァとスペツィアまで、西はカンヌまで広がっています。このように描かれた曲線の中心は陸地にありますが、コルシカ島では揺れを感じなかったため、揺れの影響を受けていた地域が南にまで及んでいたことを示す証拠はありません。メルカリ教授が示唆するように、この地震は大地震の東側、つまりオネーリアの震源地で発生した可能性が高いと考えられます。

2月25日以降、2週間にわたり、1日に3～4回の割合で微動が感じられ、3月11日午後3時12分頃に最後の余震が発生し、軽微な被害をもたらした。 図33の点線Bで示される擾乱地域の境界は、サヴォーナの東側を少し過ぎ、アレッサンドリア、モンカリエリ、そしてマルセイユを通過している。しかし、この地震はコルシカ島では観測されなかったため、震源の正確な位置は不明である。しかし、メルカリ教授は、震源が本震の西側、つまりニースの震源と一致すると考えている。[169]衝撃の瞬間、アラッシオの海は波立ち、わずかに上昇したのが観測された。一方、ニースの潮位計は、その日の早い時間に連続的な曲線を描いていたが、午後3時7分頃には特徴的なノッチを示した。

残りの余震のうち、目立った強さに達したのは2回のみでした。5月20日午前8時15分頃の1回目の余震は、大地震の震源地とほぼ同心円状の領域を揺らし、その境界は図33の等震線2とほぼ一致しました。7月17日午後11時30分には、 2月24日午前2時10分に揺らいだ領域とほぼ同程度の広さの余震が 、同じ地域で発生しました。

リヴィエラ地震の翌年、メルカリ教授は合計190回の余震を記録しており、そのほとんどは軽微なものか、あるいはわずかに感じられた程度であった。最初の2回（2月23日）を除き、主地震の等震域4（図33）外では余震は観測されなかった。残りの余震のうち、上記の日付の4回のみが、主地震の8分の1以上の地域を揺らした。3月11日の地震のように、一部の余震は中震域の西部でより強かったが、大半は東部の大部分に影響を与え、オネリアの震源と密接に関連していると思われる。

2月26日から4月20日まで、ルミ教授はジェノバに設置された地球の自転を実証するためのフーコーの振り子を用いて余震の観測を行った。ほぼすべてのケースにおいて、振動は北東と南西の線に沿って、つまり最初の大きな地震と同じ方向に発生した。これは、[170]余震の多くはオネリア震源地内で発生したと推測される。

地震の起源。
リヴィエラにおける最近の地殻変動。—広大な海岸アルプス山脈とリグリア・アペニン山脈の形成につながった最も初期の地殻変動は、石炭紀前期に遡り、この時期に中央部の結晶質岩塊が部分的に出現しました。リアス紀末期には、この地域の二次層が隆起し、この時期に山脈は特徴的な湾曲した形状を獲得しました。さらに後期、始新世末期には、標高9,000フィート（約2700メートル）以上も上昇しました。海岸アルプス山脈では、この高度で上部始新世の地層が発見されているからです。

それ以来、他の重要な変動も発生しています。鮮新世の堆積物は、リヴィエラの標高 1,800 フィートで発見されています。ジェノヴァ湾における最近の測深では、ニースとジェノヴァ間のリヴィエラのすべての谷が、海面よりはるかに下、少なくとも 3,000 フィートの深さまで続いていることも示されています。したがって、鮮新世末期、つまり第四紀初頭には、ほぼ 5,000 フィートの標高があり、それと同時に、あるいはその後に谷の浸食が起こり、その後、第四紀には約 3,000 フィートまで水没しました。さらに近年、おそらく旧石器時代にも、小規模な変動が続いていました。最近の隆起の痕跡は、数フィートから 60 フィート以上にまで及び、ベルジェッジ近郊のアルプ マリティーム県バルツィ ロッシやジェノヴァで見られます。[171]一方、モナコ近郊、ボーリュー、ディアノ・マリーナでは水没の痕跡が見られる。始新世末期に遡る大規模な地殻変動は、ほぼ海岸アルプス地方とリヴィエラ西部に限られていることに注目すべきである。クーネオ北部のピエモンテ州とリヴィエラ東部では、地殻変動はほとんど顕著な影響を及ぼさなかった。

リヴィエラの地震史。—ここで述べた動きは、時を経て目に見えるようになったものです。これらは、かつては大規模であったかもしれないが、今では比較的小規模となった、長期間にわたる一連の変位の総和を表しています。しかしながら、リヴィエラで発生する地震は、それがまだ最終段階に達していないことを示しています。地震の震源は、現在も滑りが生じている地域を示しており、これらの滑りの規模は、結果として生じる地震の強さによっておおよそ測られます。

図40の地図は、メルカリ教授がピエモンテとリヴィエラの地震活動の分布を示すために作成した一連の地図の1つです。これは1801年から1895年までの期間に対応しています。この地域全体はいくつかの地震地区に分割されており、各地区は特定の活動レベルによって区別されています。この量を推定する際に、メルカリ教授は頻度だけでなく強度も考慮に入れています。したがって、最も薄い陰影で表された最低レベルは、1回か2回の強い地震と、少数の中程度または軽度の地震に相当します。8番目で最高レベルは、4回か5回の壊滅的または悲惨な地震と、その後に続く一連の余震に相当します。この地図は、前世紀において、[172]地震活動が最も大きかったのは海岸アルプス地方と西リヴィエラ地方、つまり、最近の造山運動が最も顕著であった地域であった。[53]

リビエラにおける地震活動の分布。
図40.—リビエラにおける地震活動の分布。（メルカリ）リストへ

メルカリ教授は、これらの地域すべてにおいて、複数の明確な地震中心を特定し、それぞれの地震の中心から2つ以上の地震の発生源を突き止めています。現在私たちが注目しているアルプ＝マリティーム県と西リヴィエラ地方の地域では、最も重要な中心は[173]オネーリア（海中）の近く、タッジャの近く、ヴェスビア川とティネア川の谷（ニースの近く）、そしてニースの南の海に位置しています。最初の中心には、1887年2月23日の壊滅的な地震、同年2月24日、5月20日、7月17日、9月30日の余震、また1612年と1854年の壊滅的な地震、そしてそれほど強くない他のいくつかの地震が発生しました。これらはすべて縦断的な地震で、その中軸は近隣の山脈と平行でした。オネーリアの西数マイルにはタッジャの中心があり、1831年の壊滅的な地震、1874年の激しい地震、その他の強いまたは非常に強い地震と関連しています。これらは大部分が横方向の地震であり、その軸はオネリアの中心の軸に垂直であった。

この地域で発生した最も強力な地震のいくつかは、ニースの北、ヴェスビア川とティネア川の谷間を震源地としています。その中には、1494年、1556年、1564年、1644年の壊滅的な地震、そしておそらくは1227年の壊滅的な地震も挙げられます。4つ目の震源地は、ニースの南にほど近い海上にあり、前述の谷の延長線上にあるため、非常に興味深いものです。ここは1887年の地震の第二の震源地であり、おそらくは1554年12月29日の地震の第二の震源地でもあります。この震源地は、1771年11月27日、1806年6月19日、1861年12月21日のように、オネーリア震源地以外でも時折活動しますが、これらの地震は、かなり強いとはいえ、決して高い震度には達しません。

[174]1887年の地震の発生源。 —1887年の主な地震の最も重要な特徴は、2つの異なる震源から発生したことである。これらの震源は、時にはほぼ同時に活動することもあるが、多くの場合は別々に活動する。2つの震源に属する地震は、強度と回数が大きく異なり、1887年の地震の強い部分は、より壊滅的でより頻繁に発生する地震に関連する震源から発生した。

二つの震源が存在するということは、当然のことながら、それらを結ぶ線に沿って伸長する中期地震域が生じることを意味します。しかしながら、オネリアの震源も同じ方向に伸長していたことは明らかです。2月24日の余震では、メルカリ教授が描いた等震線がこの線と平行であり、3月11日の震源でも同様でした。両震源は海底にあったため、正確な位置特定は困難ですが、オネリア子午線とニースの子午線の間を走るアペニン山脈の軸に平行、あるいはほぼ平行に走る海底断層の一部である可能性が非常に高いと考えられます。

リヴィエラ地震の特徴は、短期間の準備期間があることです。1887年2月23日には、少なくとも2回の予備的な地震（午前2時頃と5時頃）がオネリアの震源地で発生しました。午前6時20分には、西側の震源地で最初の弱い動きが発生し、その振動が東側の震源地に到達してから数秒後、そこで2回目の大きなずれが発生しました。地震性海波の発生は、おそらく同地域に小規模ながらも明確な断層崖が形成された証拠です。このように断層面に沿って作用した追加の応力を軽減するために、[175]多数の小さな地震がさまざまな場所で発生し、その中にはニースの中心地から西に遠く離れた場所で発生したものもあるが、大部分はオネーリア近郊の中心地内かその近くで発生したものと考えられる。

参考文献

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8. ——。 “Tremblements de terre du 23 février 1887. Heures de l’arrivée des secousses en dehors de l’épicentre.”同上。、1238-1242ページ。

9.ロッシ、MS de. —「1887 年、最高のテレモティ デル フェッブライオ」。ブル。デル・ヴァルク。イタル。、anno xiv.、1887、5-17 ページ。

10. ——。 「参考文献: 1887 年 2 月 23 日、Sul terremoto ligure del。」 同上。、６０〜６２、１０７〜１１２、１１５〜１２８ページ。
11. Taramelli、T.、およびG. Mercalli。 —「1887 年 2 月 23 日、テレモト リグレ デル。」アンナリ・デル・ウフ。中央。ディ・メテオール。エ・ディ・ジオディン。、vol. viii.、parte iv.、1888. (ローマ、298 ページ)

[176]12. Uzielli, G. — Le commozioni Telluriche e il terremoto del 1887 年 2 月 23 日(トリノ)。

13. Nature、第35巻、1887年、pp.438、462、534-535;第36巻、1887年、pp.4、151-152。
14. パリ、アカデミー。科学。完了レンド。、vol. civ.、1887、pp. 556-557、606-612、634-635、659-667、744-745、757-758、759-760、764-766、822-823、830-835、884-890、 950-951、1088-1089、1243-1245、1350-1352、1416-1419;巻。 cv.、1887、202-203ページ。巻。 cviii.、1889、p. 1189;巻。 cix; 1889年、164-166、272-274、660頁。

脚注:
[47]上記の時刻および本章の他のすべての時刻は、グリニッジ標準時より 50 分早いローマ標準時で示されています。

[48]ウジエリ教授は、撹乱地域のイタリア側の等震線の地図も公表した。

[49]この動きが地震と関連しているかどうかは疑わしい。オフレ氏は、磁力計の障害が発生した観測所のリストにニースを含めていない。

[50]これはオフレ氏が示した時間です。マスカール氏によれば、6時間25分40秒のはずです。

[51]この説明の真偽を検証するため、ムホー氏はサンモール公園の観測所に、水平力磁石と同じ方法で2本の糸で銅棒を吊り下げた。この棒の方向も写真に記録され、1889年7月12日のヴェルニー地震と10月25日のダーダネルス海峡地震の間、磁石の1つ、あるいは複数が動揺している間も、棒は動かなかった。しかし、この実験は効果がなかった。磁石が水平に留まるためには、その重心が2つの支持点から等しくない距離になければならないからである。

[52]図38の時刻表示はパリ平均時刻を示し、図39の時刻表示はジェノバ平均時刻を示します。

[53]17 世紀にはニース近郊で最大の地震活動が発生し、18 世紀にはピエモンテで最大の地震活動が発生しました。

[177]
第7章目次
1891年10月28日の日本の地震。

日本最大の地震の発生から数年が経過したが、調査研究員全員の努力を結集する最終報告書はまだ完成していない。しかしながら、既にいくつかの重要な貢献がなされている。古藤教授は、素晴らしい回顧録の中で、巨大断層崖の軌跡を辿り、地震の発生原因について論じている。大森教授は、同様に綿密かつ綿密に、比類のない一連の余震を調査している。コンドル氏は、建築家の観点から被災した建物を研究している。田中舘教授と長岡博士は、中心部の磁気特性の再決定に尽力している。[54]一方、ミルン教授は1885年から1892年にかけての日本の地震の大規模なカタログを編纂することにより、主地震の前後に生じた小さな地震のさらなる分析のための材料を提供した。

地震が発生した日本の地域[178]実際に感じられた地震の規模は図41に示されています。中央の小さな黒い領域は、地震が最も激しく、人命と財産への主要な被害が発生した領域です。他の帯状の領域は、地震の強さに応じて濃淡が付けられており、後ほど説明します。図45は、より大規模な震源域を示しています。その大部分が美濃国と尾張国にまたがっているため、この地震は日本人の間では1891年の美濃尾張地震として広く知られています。

擾乱地域と等震線の概略図。
図41.—擾乱地域と等震線の概略図。（マサト）リストへ

[179]
中興地震地域。
中規模地震発生域の半分以上は、400平方マイル以上の広さを持つ低地平野を占めています。南側を除くすべての側面は、伊勢海を形成する低地の延長であるこの平野は山脈に囲まれており、西、北、北東の山脈は主に古生代岩石で、東側の山脈は花崗岩で形成されています。河川と運河の網目構造により、本来は不毛な土地であったであろうこの地は、日本でも有数の肥沃な地域へと変貌を遂げています。「広大な庭園」とも呼ばれるこの平野は、水田に覆われ、1平方マイルあたり約787人の人口を擁しています。この人口密度は、イングランドでもわずか6つの州でしか見られません。土壌は概して、粘土質をほとんど含まない、緩く、まとまりのない細砂です。地震の壊滅的な影響は、この砂質の性質に大きく起因していることは疑いありません。この地域北部では、中規模地震域ははるかに狭く、南西から北東に走る大きな山脈を横切っており、日本海の河川系と太平洋の河川系を隔てています。北部では、中規模地震域は別の平野で終わり、その中央には福井市があり、そこでの地震の被害は美濃国や尾張国で経験した地震に劣る程度でした。また、琵琶湖の東側にも一部離れていますが、そこでの異常な震度が地盤の性質によるものなのか、それともすぐ近くで発生した二次地震または共鳴地震によるものなのかは不明です。

[180]中期地震発生地域の地質構造の全体図。
図42.—中興地震地域の地質構造の一般図（江東）リストへ

中央地域の地質構造の概略図を図42に示す。太線は一部実線、一部破線で、地震の主たる発生源となった大断層の発達経路を示している。一方、細線は美濃尾張平野を取り囲む古生代岩石の走向の変化を、矢印は傾斜方向を示している。走向はS字曲線を描いており、 [181]この地域の現在のねじれ構造は、走向線に直角かつ平行な多数の断裂の形成なしには形成されなかったであろう。古藤教授は、図42に破線で示されている徳之山川、根尾川、武儀川、板取川の規則的で平行な谷は、北西から南東に走る一連の横断断裂に沿って掘削された可能性が高いと指摘している。一方、走向線に平行な断裂は、谷のジグザグな形状の原因である可能性がある。

地震による被害。
大地震は午前6時37分、ほとんど前兆もなく発生し、数秒のうちに数千戸の家屋が地面になだれ込んだ。震源域全体では、被害を受けていない建物はほとんどなかった。名古屋から岐阜に至る全長20マイル以上の道路は、かつてはほぼ途切れることなく村々が連なっていたが、瓦礫の山に挟まれた狭い路地と化した。「通りによっては、家々が端から押し倒され、まるでトランプの列のように崩れ落ちているように見えた」とミルン教授は述べている。また、積み重なったゴミの山を目にすることもあった。「棒切れや土、瓦礫がひどく混ざり合い、通りの痕跡や建物の痕跡が完全に失われていた」。岐阜、大垣、笠松などの町では、地震後に火災が発生した。笠松では完全に破壊された。残されたものは漆喰、泥、瓦、焦げた木材の山だけでした。大垣では30本ほどしか残っていませんでした。[182]8,000戸のうち、残っていた家屋はすべて大きな被害を受けました。公式報告書によると、地区全体では197,530戸が全壊、78,296戸が半壊、5,934戸が倒壊または焼失しました。死者は7,279人、負傷者は17,393人でした。

建物に次いで、河川や運河に面する盛土が最も深刻な被害を受け、317マイルにも及ぶ盛土工事の修復が必要となった。線路は多くの箇所でねじれたり折れたりし、破壊された総延長は10マイル以上に及んだ。深さ20フィート以上の切土では、レールと枕木はどちらも動いていなかった。地震の影響が最も顕著だったのは平野部であった。枕木の間には、まるでボルスターのような隆起が積み重なっているように見え、多くの箇所で枕木が端から動いていた。線路が平野の全体的なレベルにある小さな窪地を横切ると、まるでその場所で地面が永久に圧縮されたかのように、線路全体が湾曲した。 「圧縮の影響は、線路を橋の高さまで徐々に持ち上げる盛土部分で最も顕著でした」とミルン教授は述べています。「盛土の一部では、線路が内側と外側に曲がり、まるで蛇が斜面を這い上がっているかのようでした。…橋の近くでは盛土はほぼ消え、レールと枕木は巨大な懸垂線のように空中に垂れ下がっていました。」

等震線と擾乱地域。
地震によって動揺した土地の面積と様々な等震線は図41に示されている。「最も激しく揺れた」地区、つまり[183]建物や土木施設の破壊はほぼ完了し、その面積は4,286平方マイル、ヨークシャーの約3分の2に相当します。これは地図上で黒く塗られた部分で示されています。この外側には「非常に激しく揺れた」地域があり、西は神戸から東は静岡まで広がる17,325平方マイルの面積で、一般的な建物が破壊され、壁が割れ、土手や道路が損壊し、橋が倒壊しました。3つ目の「激しく揺れた」地域は20,183平方マイルの面積で、壁にひびが入り、振り子時計が止まり、家具や食器などが倒れました。東京と横浜はちょうどこの地域内にあります。4つ目の地域では揺れは「弱」で、はっきりと揺れを感じましたが、人々が屋外に逃げ出すほどではありませんでした。5つ目の地域では揺れは「軽微」で、感じる程度でした。これら 2 つの地域を合わせると、51,976 平方マイルの面積になります。

したがって、動揺した陸地面積は合計93,770平方マイル、つまりグレートブリテン島の面積をわずかに上回る広さとなります。大森教授によれば、地震の伝播半径の平均は約323マイルであり、動揺した陸地面積の合計は約330,000平方マイル、つまりグレートブリテン島の面積のほぼ4倍に相当します。中心部における地震の異常な強さを考慮すると、この推定値は過大評価とは決して言えません。

図41に示す等震線は、震度階の異なる段階に対応する試験の間に明確な区別がないため、非常に正確に描かれているとはみなされない。岐阜と名古屋の地震計は、[184]最初の数秒で多くの石灯籠や墓石が倒壊し、主動は記録されなかった。しかし、多数の形の良い石灯籠や墓石が倒壊しており、大森教授はそれらの寸法から、震源域内の59箇所でそれらを倒壊させるのに必要な最大水平加速度を計算した。[55]これらのうち5回では毎秒4000ミリメートルを超え、これは重力加速度の約12分の5に相当します。これらの観察結果を利用して、大森教授は中央地区内に2本の等震線を描きました。これらは図44に示されています。2でマークされた曲線のすべての点で、最大加速度は毎秒2000ミリメートルで、そのうち1,800ミリメートルは毎秒でした。2でマークされた曲線内の点線は、中位地震領域の境界を表していますが、これは小藤教授が示したもの（図45参照）とはわずかに異なることがわかります。しかし、この違いは明らかに採用された強度の基準によるもので、小藤教授の境界は図44の2でマークされた曲線とかなりよく一致しています。

ショックの性質。
地震の性質についてはまだほとんど明らかにされておらず、付随音に関する公開記録も非常に少なく、通常は聞こえなかったものと思われる。地震計は[185]岐阜と名古屋の観測所は最初の6回の振動を記録しましたが、その後は倒壊した建物の下に埋もれてしまいました。そのため、以下の表では、これら2つの観測所のデータが不完全です。

地震記録から得られた主な測定値。
岐阜。 名古屋。 大阪。 東京（Imp. Univ.）。
最大水平移動 > 18 mm。 > 26 mm。 30mm。 > 35 mm。
同上期間 2.0秒。 1.3秒 1.0秒 2.0秒。
最大垂直移動 > 11.3 mm。 6.2mm。 8ミリ。 9.5mm。
同上期間 0.9秒。 1.5秒 1.0秒 2.4秒。

主振動の周期が分かれば、大森教授による物体の転倒に関する観察から、様々な場所における転倒範囲を特定できるはずです。例えば、名古屋における最大加速度は、これらの観察結果から毎秒2,600ミリメートルであることが分かりました。また、最大水平移動の周期を最初の振動の周期と同じ1.3秒とすると、総移動範囲（または倍振幅）は223ミリメートル、つまり8.8インチになります。周期が同じで、岩倉と小名木で観測された最大加速度が毎秒4,300ミリメートルを超えると、総移動範囲は14.5インチを超えることになります。[56]

[186]震源地では、多くの人が地表を横切る波を目撃しました。赤坂では、ある目撃者によると、波は線状に通りを流れ、高さはおそらく30センチ、長さは10～90センチほどだったそうです。同じ地域の北側では、「海岸線が上下し、それに合わせて水位も上下した」と伝えられています。震源地から約270キロ離れた東京でも、地盤の傾斜は非常に顕著でした。ミルン教授は地震計を約2分間観測した後、隣接する長さ80フィート、幅28フィートの、ほぼ垂直の側面を持つタンクの水を観察しました。「当時、タンクの水位は約5メートルで、タンクの幅を横切って流れ、最初は片側が、次に反対側が約60センチの高さまで上昇していました。」同市内の地震計の証拠はさらに明確です。不規則な波が多数現れる代わりに、すべての記録は一連の明確な曲線を示している。水平振り子の重い錘は、安定した点ではなく傾いていた。振り子は単に振動していたわけではなく、その振動周期は地震計を振り回す際の周期とは異なり、また、連続する振動においても変化していた。後に水準器を用いた測定によって、これらの偏向が生じるには、地震計を約3分の1度傾けなければならなかったことが確認された。

地震の方向。地震発生直後、大森教授は震源域を巡視し、物体が転倒した方向について多数の観測を行った。[187]転倒の方向は、日本庭園によく見られる円筒形の石灯籠のように、土台の形状には影響されない。場所によっては、これらの物体はさまざまな方向に倒れたが、他の場所では、かなり均一に一方向に倒れた。たとえば、名古屋では、円筒形の脚を持つ200個の石灯籠のうち、西から南の間に119個、東から北の間に36個が倒れた。15°ごとの角度で倒れた数を、図43に示す。平均的な転倒方向は西から南に30°で、ほとんどの灯籠が転倒した方向と一致する。同様の観察が、明期地震域内およびその付近の他の42か所でも行われ、その結果得られた美濃尾張地方の各場所の平均方向が、図44に短い線で示され、矢印は、特定の場所でほとんどの物体が転倒した方向を示している。この地図から、地震の揺れの方向は、概ね直角、あるいはほぼ直角であったことがわかる。[188]中規模地震帯の隣接部分であり、その両側では、各場所で転倒した物体の大部分がこの帯に向かって落下した。

名古屋での転倒者落下方向図。
図43.—名古屋での転倒死体の落下方向の平面図。リストへ

中部地区の震源線と等震線の平均方向の地図。
図44 中部地区の震源方向と等震線の平均図（大森）リストへ

地球波の速度。
10月28日、29日、11月6日の大きな地震と16回の小さな揺れの時刻は、中央気象台で決定された。[189]東京の観測所と、岐阜、名古屋、大阪の観測所のうち2～3か所で観測され、それぞれに地震計とクロノメーターが設置されている。余震は岐阜の西約6マイル付近で発生し、この地点から東京と大阪までの距離は89.5マイル、東京と名古屋までの距離は147マイル、東京と岐阜までの距離は165マイルである。これら3地点間の平均時差はそれぞれ67秒、111秒、128秒であり、各区間の平均速度は毎秒2.1キロメートル（1.3マイル）となる。したがって、これらの事例では、発生源からの距離による速度の顕著な変化は見られなかった。

予想通り、これほどの規模の地震は、遠方の複数の観測所に設置された磁力計によって記録された。ジカウェイ（中国）、モーリシャス、ユトレヒト、グリニッジの記録にみられた異常は日本の地震に起因するとされているが、その発生時刻があまりにも不明確であるため、震源から遠く離れた場所における地波の表面速度を決定することは不可能である。

偉大な断層崖。
あらゆる壊滅的な地震と同様に、地表は衝撃によって傷つき、裂け目ができた。丘陵地帯からは大規模な崩落が流れ落ち、谷間は瓦礫で埋め尽くされた。かつて緑豊かな森だった斜面は、地震の後、まるで黄白色に塗られたかのようだった。無数の亀裂が平野を切り裂き、ミルン教授によれば、地面の全体的な様相は「まるで巨大な鋤がそれぞれ3フィートから12フィートの深さの溝を掘り、川岸を上下に引きずり回したかのようだった」。しかし、この地震で最も注目すべき特徴は、[190]この地震は、前述の亀裂とは異なり、谷、平野、山地を問わず、その経路をたどる大きな裂け目、あるいは断層であった。一見すると多くの場所ではごくわずかで、素人目にはほとんど見えないこともあるが、小藤教授はこの断層を沿って追跡することに成功した。[191] [192]彼は、その全長が 40 マイル以上にも及ぶと信じる十分な理由を挙げています。

中期地震発生地域の地図。
図45.—中興地震発生地域図（江東）リストへ

藤谷付近の断層の鋤刃状外観。
図46 藤谷付近の断層の鋤刃状外観（湖東）リストへ

ミドリの断層崖。
図47.—みどりの断層崖（湖東）リストへ

断層崖の全体的な特徴は、地表の地形によって変化する。傾斜角が小さい平地では、断層崖は軟らかい土を巨大な土塊に切り裂いたり、高さ1～2フィートの丸い尾根を形成したりする。そのため、断層崖は、何よりも次のような特徴を持つ。[193]巨大なモグラの通り道（図46）。断層崖の傾斜がかなり大きい場合（ある場所では18フィートから20フィートに達する）、断層崖は台地を形成し、遠くから見ると鉄道の盛土のように見える（図47）。また、断層が山の尾根や丘の尾根を横切る場合、「広範囲にわたる地滑りを引き起こし、その片側は著しく標高が下がり、森林も流されたが、木々は複雑に絡み合ったり、地面に倒れたりした」。

西帷子付近の断層による畑区画の移動。
図48. 西帷子付近の断層による畑区画の変位(琴)リストへ

南端では、断層が帷子村近くの畑を横切っているのが初めて確認された。畑は土塊に砕け、5.5ヤードの高さまで隆起し、隣接する丘から大きな土砂が流れ込んでいた。もう少し北西のところでは、地面が断層によって鋭く削られ、北東側がわずかに沈下し、同時に北西に3.25～4フィート水平に移動していた。隣接する畑は、以前は南北および東西に走る真っ直ぐな塚または尾根によって隔てられていたが、図48に示すように、これらの塚は断層によって切り開かれ、移動した。この地点から断層はほぼ北西方向に走り、北東側は常に他方よりもわずかに低く、北西に移動している。関の近くでは西の方向に進み、東のすぐ近くまで続きます。 [194]高富では北側が5フィートほど下がり、西に約​​1.25フィート移動しました。高富の北端にある村では、すべての家が地面と同じ高さになっていますが、断層は二重になっており、北に向かって継続的に低下しているため、かつては平坦だった畑が傾斜地になっています。この地点では、南に流れる小川トバ川が断層崖によって部分的に堰き止められ、2つの村が位置する約4分の3平方マイルの地域が深い沼地と化しました（図49）。そのため、地震が稲刈りの時期に発生したため、農民は船から稲を刈らざるを得ませんでした。高富を過ぎると、断層は再び西北西方向に進みますが、傾斜が小さいため、ここでは巨大な[195]モル。梅原では、2本の柿の木の間の庭を横切り、地面の硬い表面には単なる線として現れます。以前は東西に一列に並んでいた木々は、今では南北に一列に並んでおり、この動きの影響を全く受けていません（図50）。ここから金原まで、断層が根尾谷に流れ込む地点では、北側は常に窪み、西に約6.5フィート（約2メートル）移動しています。

断層崖によってトバ川がせき止められて形成された沼地の地図。
図49.—断層崖によってトバ川がせき止められて形成された沼の地図。（江東）リストへ

梅原の断層による樹木の倒木。
図50 梅原の断層による樹木の移動（江東）リストへ

地震の甚大な影響はネオ渓谷で顕著に現れた。土砂崩れが頻発し、山の斜面の大部分が渓谷に崩れ落ち、渓谷の様相は一変した。「見慣れない障害物が姿を現し、かつては見えなかった森に覆われた小高い丘が見えてきた」とコト教授は述べている。しかし、断層によって地面は沈下し、移動しただけでなく、永久に圧縮され、当初48フィート（約14メートル）あった区画は、後にわずか30フィート（約9メートル）に縮んでしまった。実際、ミルン教授の言葉を借りれば、「ネオ渓谷全体が狭くなったかのようだ」という。

ネオ渓谷に入って数マイル進むと、断層の傾斜はミドリで最大となる。しかし、断層線の他の部分で見られる東側の相対的な低地とは異なり、ここでは東側が反対側よりも約6メートル高くなっている。しかし、通常通り北側に約4メートルずれており、このずれは[196]特に岐阜への新道路の線が突然途切れていることでそれが明らかです（図47）。東側が実際に隆起したことは明らかです。少し上流では、川幅30ヤードの浅い急流から、幅の2倍以上、船頭の竿が底まで届かないほど深い小さな湖に変わっています。みどりの北約1マイルの板庄では、両岸はほぼ同じ高さにあり、断層はモグラの足跡のように見えます。さらに7マイル進んだ名護島では、東側は1ヤード以上相対的に沈下し、同時に北に約6.5フィート移動しています。

岐阜と名古屋における余震の1日あたりの頻度。
図51.岐阜と名古屋における余震の1日あたりの頻度。リストへ

野郷では、根尾谷本線は東に​​直角に折れ曲がり、断層は脇谷を登り続け、東側は他方の谷に対して継続的に陥没し、北へ移動している。小藤教授は、この断層を藤谷（図46）から追跡した。藤谷には、震源の激しさを示す紛れもない証拠が数多く残っており、白山の東肩まで到達した。そして、断層を40マイル追跡した後、季節が遅かったため、彼は引き返した。しかし、断層が水俣まで走っていることは疑いようがなく、おそらく、[197]中期地震活動域の線状延長により、帷子の起点から70マイル離れた福井市に達するまで完全には消滅しない。

軽度のショック。
地震発生後数時間にわたり、中震域では地震が頻繁に発生し、場所によっては地面の揺れが止まることがほとんどありませんでした。機器の助けがなければ、詳細な記録は当然不可能でしたが、幸いなことに岐阜と名古屋に埋設されていた地震計は無傷で、約7時間後には両方とも再び正常に機能するようになりました。この成果をもたらしたエネルギーのおかげで、私たちは大地震の余震に関する貴重な記録を残すことができました。

岐阜県における余震の月別発生頻度。
図52 岐阜県における余震の月別発生頻度（大森）リストへ

1893年末まで、つまりわずか2年余りの間に、岐阜では3,365回、名古屋では1,298回の地震が記録された。これらの地震の規模は、いずれも本震に匹敵するものではなかった。しかし、岐阜の一連の地震のうち、10回は激震、97回は強震と記録された。残りの地震のうち、1,808回は弱震、1,041回は微震、409回は震動を伴わない音のみであった。ほとんどの震動の強さが弱かったことも明らかである。[198]岐阜と名古屋で記録された地震数の不一致から、約3分の2の地震が震源から約25マイル以上離れた場所では感知できなかったことが分かります。最初の2年間の余震のうち、大阪ではわずか70回、東京では30回以下しか記録されていませんでした。

余震の分布（時間経過に伴う） ― 余震の頻度の減少は当初極めて急激で、地震後6日間の岐阜県での記録された回数は303、147、116、99、92、81回、名古屋県での記録はそれぞれ185、93、79、56、30、31回であった。実際、1893年末までの余震の半数は、岐阜県では11月23日までに、名古屋県では11月6日までに発生している。これら2地点における日々の回数は図51に示されており、十字は岐阜県の回数、点は名古屋県の回数に対応している。また、印を通るか、印の近くに描かれた曲線は、10月29日から11月20日までの1日の平均余震回数を表している。これらの曲線は双曲線状であり、大地震発生後5日から10日にかけて、頻度の急激な減少から緩やかな減少へと変化していることがわかる。図52は、1893年末までの岐阜における余震の時間的分布を示しており、縦軸は各月における余震の発生回数を表している。[57]

[199]岐阜で記録された強い揺れと弱い揺れにも、同様に急激に頻度が低下し、その後徐々に減少する傾向が見られた。激しい揺れは10回発生し、そのうち1回は1892年1月初旬以降に発生した。また、97回の強い揺れは、1892年4月以降に発生したのはわずか3回であった。しかし、一連の揺れが始まった当初は、微弱な揺れ（つまり、かろうじて感じられる揺れ）や、いかなる動きも伴わない地鳴りは比較的少なく、2ヶ月が経過するまで顕著にはならなかった。1893年に記録された308回の余震のうち、強い揺れと言えるものはなく、微弱な揺れはわずか10回であった。263回は微弱な揺れ、35回は単なる地鳴りであった。

最後の2つの図は、余震の発生頻度の減少が一様ではないことを一目で示しています。変動の一部は、非常に強い地震の発生によるもので、それぞれの地震の後に小規模な余震が連続して発生しています。[58] その他の地震は周期的に発生しており、地震とは関係のない外部原因によって発生したものと考えられる。[59]

[200]余震の空間分布を示す方法— 図54～57の地図は、2ヶ月ごとの連続する4つの期間における余震の空間分布を示しています。これらの地図は、ミルン教授の日本の地震に関する大カタログに基づいています。このカタログには、1892年末までのすべての地震の発生時刻と震源位置などのデータが記載されています。震源位置の特定のために、日本全体を南北線と東西線で、長さと幅がそれぞれ6分の1度の番号付き長方形に分割します。震源の位置は、長方形の番号で示されます。地図に含まれる領域は、北緯34度40分と36度20分の緯線、および東京の西経2度10分と3度50分の子午線によって区切られており、地図の各辺には10個の長方形が隣接しています。各長方形内の震源の数を数えた後、同じ数の震源を含むすべての長方形の中心を通る曲線、または2つの長方形の中心を結ぶ線を適切な比率で分割する点を通る曲線が描かれます。例えば、5と記された曲線の場合、連続する2つの長方形の数字が3と7であれば、曲線はそれらの中心を結ぶ線を二等分します。数字が1と6であれば、それらの中心を結ぶ線は5等分され、曲線は6つの震源を含む長方形の中心から数えて最初の分割点を通ります。したがって、例えば、5と記された曲線の意味は次のようになります。[201]5 は次のように述べられる: 曲線上の任意の点を、南北と東西に面し、長さがそれぞれ緯度と経度の 6 分の 1 度の長方形の中心として想像すると、この長方形内の震源地の数は、検討対象の期間で 5 の割合になります。

大地震への備え。一見すると、大地震への直接的な備えはほとんどなかったように見える。10月25日 午後9時14分にかなり強い揺れがあった以外、地震は前兆となる微動を伴わずに発生した。しかし、証拠を詳しく調べると、当然のことながら、地震発生の数ヶ月前から活動が顕著に増加していたことがわかる。この地域は「地震に敏感」になっていたのだ。図53～57の地図に含まれる100の長方形のうち、13の長方形は1891年の地震の主震域に沿う形で存在し、ほぼすべての余震はこの長方形から発生した。1885年から1889年の5年間で、125件の地震のうち53件（42%）の震源が13の長方形内にあった。言い換えれば、主震域内の長方形の平均発生頻度は、長方形外の長方形の平均発生頻度の5倍であった。 1890 年と 1891 年 (10 月 27 日まで) には、13 個の長方形の割合が 61 に上昇し、そのうちの 1 つの長方形の平均頻度が外側の長方形の 1 つの平均頻度の 10 倍になりました。

図53の曲線は、後者の期間における震源分布を示している。これらの曲線は、南に向かってイゼ海まで、おおよそ中期地震域のコースに沿っており、南東では数マイルにわたって短い[202]断層崖の南端を囲む中規模地震地域の支流。

宇宙における予備衝撃波の分布。
図53.—宇宙空間における初期衝撃波の分布。(デイヴィソン)リストへ

このように、大地震への備えは、第一に、その中規模地震域内で発生する地震の頻度の増加によって示され、第二に、同じ地域における震源分布の均一性によって、顕著な[203]1890年から1891年にかけての余震の特徴である集中的な活動は、ほとんど感じられませんでした。

宇宙における余震の分布（1891年11月～12月）。
図54.—宇宙における余震の分布（1891年11月〜12月）（デイヴィソン）。リストへ

余震の空間分布。余震の頻度は変動的に減少し、最初は急激に減少し、その後は緩やかに減少することを確認しました。図54～57から、[204]余震が発生した地域にも同様の法則が適用される。最初の2ヶ月間は、震源はほぼ全域に及ぶが、その後はより狭い地域に限定され、その範囲は徐々に、しかし継続的には縮小しない。

宇宙における余震の分布（1892年1月～2月）。
図55.—宇宙における余震の分布（1892年1月～2月）（デイヴィソン）リストへ

宇宙における余震の分布（3月～4月）。
図56.—宇宙における余震の分布（3月～4月）（デイヴィソン）リストへ

[205]震源分布における最も重要な特徴は、異常な活動が見られる中心領域である。しかし、中等度地震帯の3つの端付近には、小規模で短命な活動地域も存在する。主要な地震活動の中心は、特に1891年末頃に、震源域のどこかから別の場所へとわずかに移動する。[206]図54と図55の最も内側の曲線を比較すると、それがわかる。したがって、余震の頻度の低下と活動範囲の縮小に伴い、同時に、その活動は断層のほぼ中央領域に徐々に、しかし振動的に後退していった。

宇宙における余震の分布（1892年5月～6月）。
図57.—宇宙における余震の分布（1892年5月～6月）（デイヴィソン）リストへ

[207]余震の音響現象— 本震の地震で何らかの音に気づいた観測者は比較的少なかったようですが、多くの余震には音が伴っていました。大森教授は、余震は2種類に分類されると説明しています。風のようなかすかな音と、雷鳴、銃声、あるいは重量物の落下のような大きなゴロゴロという音です。ネオ渓谷では、後者の音が最も頻繁に、はっきりと聞こえましたが、全く揺れを伴わずに発生するか、あるいは揺れが非常に弱かったのです。一方、激しい鋭い揺れは、一般的にはっきりと聞こえる音を伴いませんでした。

また、初期の余震では、後期の余震よりも音が聞こえにくいことも注目に値する。1891年11月には、聞こえる震動の割合は17%だったが、12月から翌年4月までは常に10%から12%の間だった。5月には突​​然39%に上昇し、1892年末までは常に32%以上だった。11月には49%にまで上昇した。これはもちろん、強い震動よりも弱い震動に音が伴うことが多いという大森教授の観察と一致する。

可聴余震の空間分布を図58に示す。これらの曲線は図53～57と同様に描かれているが、音を伴う余震の実際の数ではなく、割合を表している。3つの曲線群はすべて、南東枝の延長であるメイゾ地震域に沿っているのに対し、主要な曲線群の軸は、ほとんどの余震が発生した中心領域の西側に位置していることが分かる。

宇宙における可聴余震の分布（1891 年 11 月～ 1892 年 12 月）。
図58.—宇宙における可聴余震の分布（1891年11月～1892年12月）（デイヴィソン）リストへ

[208]これらの特異性は、ヨーロッパでは地震の揺れで必ず聞こえる低音を日本人が比較的聞き取りにくいことに関係しているに違いありません。日本人が低音を1秒以上聞き取ることは稀です。[209]震源地から数マイル離れた場所。[60]したがって、弱い余震は強い余震よりも地表近くで発生し、震源の平均深度は時間の経過とともに減少し、図58の曲線群の軸は成長中の断層線をほぼ示していると結論付けることができる。西側の2つの曲線群の分離は、中期地震域の主枝が、小藤教授が追跡した断層とほぼ平行な断層とつながっていることを示していると思われるが、大地震によって生じた表層の亀裂の中に、その断層崖（もし存在したとしても）を容易に識別することはできない。

地震が隣接地域の地震活動に及ぼす影響。
断層崖に沿って生じたこれほど大きく突然の変位は、地殻の隣接領域の安定性に影響を与えずには起こり得ず、10月28日直後にはそれらの地域の地震活動に明らかな変化が見られることは当然予想される。図59には、直線の点線で区切られた2つのそのような領域が示されている。主地震とその余震が発生した地域は、波打つ点線で囲まれている。3つの地域すべてに連続した線は、1885年から1892年までの10番目の震源と5番目の震源に対応する曲線である。外側の曲線群の軸からそれほど遠くないところに、[210]おそらく横断断層で、大断層崖および中期地震帯の主枝とほぼ平行で、それぞれ約 45 マイルと 55 マイル離れている。

大地震により地震活動が影響を受けた隣接地域の地図。
図59.—大地震によって地震活動が影響を受けた隣接地域の地図。(デイヴィソン)リストへ

図 59 の北東隅に示された地域では、1885 年 1 月 1 日から 1891 年 10 月 27 日までの間に 29 回、1891 年 10 月 28 日から 1892 年 12 月 31 日までの間に 30 回の地震が発生し、後者のうち 7 回は 1891 年 11 月に発生しました。南西地域では、地震前後の対応する数字は 20 と 36 で、後者のうち 8 回は 1891 年 11 月に発生しました。したがって、北東地域では、地震前の間隔におけるすべての震動に対して、その後同時期に 6 回発生し、1891 年 11 月中に 10 回の割合でした。また、南西地域では、地震前のすべての震動に対して、その後 10 回発生し、1891 年 11 月中に 16 回の割合でした。

さて、応力の漸進的な増加が、どこでも支配的な抵抗条件とほぼ比例し、広い地域で地震活動に顕著かつ事実上同時に変化を引き起こすということは考えにくい。[211]強い地震の突発的な発生は、周囲の状況を比較的急速に変化させ、近隣地域に地震活動の活発化を引き起こす可能性がある。したがって、ここで述べた2つの地域における地震活動の増加は、大地震の発生が直接の原因であった可能性が非常に高いと思われる。

地震の起源。
中規模地震地域内での先行地震の多発と、1890～91 年の頻度曲線による断層系の輪郭 (図 53) は、起源となる断層が以前から存在していたこと、また、この地震は、これまで示唆されてきたような新しい断層の形成によるものではなく、古い断層の成長によるものであることを示しています。

美濃尾張平野における最後の大地震は1859年に発生したため、30年以上にわたり、徐々に増大する応力はほとんど緩和されなかった。応力の分布は断層系全体にわたって均一とは程遠く、変位抵抗も各箇所の応力に比例するはずはなかった。したがって、特定の地点では有効応力が他の場所よりも大きくなり、これらの地点で断層すべりが最初に発生したと考えられる。このようなすべりは、有効応力の不均衡を解消する傾向がある。したがって、1890年と1891年の小さな地震の機能は、簡単に言えば、断層系全体の有効応力を均一化し、それによって断層系全体にわたって1回または複数回の大きなすべりの発生を可能とすることであった。

断層のどちら側が動いたかについては、[212]大きな変位があったのか、あるいは両側が同時に動いたのかについては、みどり付近に関しては直接的な証拠はなく、その地域は例外的な状況でした。古藤教授は、おそらく北東側の岩盤が全体的に陥没し、常に北西に移動したのではないかと考えています。しかし、実際の擾乱はもっと複雑だったようです。このことが事実であり、変位が複数の断層に沿って発生したことは、中位地震域の分岐、余震の可聴曲線の孤立化（図 58）、震央の北東と南西の両方で地震活動が突然増加したことから考えられます。琵琶湖近くの中位地震域が分離していることも、別の震源があることを示している可能性があります。実際、この地域全体が明らかに強い応力を受けており、断層崖の北東側の陥没は、特に中期地震域の主枝の西端近くを走る断層に沿った他の動きを伴っていたに違いありません。

運動の後期段階はやや明確になった。余震の調査から、撹乱された岩塊が直ちに平衡位置へと戻り始めたことがわかった。当初は多数のすべりが断層系全体に広がったが、主にかなり深いところで発生し、初期の変位が最も大きかったのは間違いなくこの部分であった。数ヶ月後には、断層の端部ではほぼ安定を取り戻した。すべりはほぼ完全に断層中央部に限られ、その大部分は断層の表層部で発生した。

[213]公式記録では、歴史は 1893 年末まで遡ります。その時以来、美濃尾張平野では 1 回以上の強い揺れが感じられましたが、1891 年の混乱からの回復段階はおそらく終わりに近づいており、遅かれ早かれ別の大きな災害をもたらす力が再び静かに集結する時期に突入しているように思われます。

参考文献
1.コンドル, J. —「1891年10月の大地震に関する建築家の覚書」『日本地震学会誌』第2巻、1893年、1-91頁。

2.デイヴィソン, C. —「1891年大日本大震災の付随震源の空間分布について」 Quart. Journ. Geol. Soc.、第5巻、1897年、1-15頁。

3. ——「1891年大日本大震災が周辺地域の地震活動に及ぼした影響について」地質雑誌、第4巻、1897年、23-27頁。
4. ——「地震の日周期性について」Phil. Mag.、第13巻、1896年、463-476ページ、特に466-468ページ。
5. ——「地震音について」フィラデルフィア雑誌、第49巻、1900年、31-70ページ、特に49-53ページと60-61ページ。

6.古藤 武雄「1891年日本中部大地震の原因」『Journ. Coll. Sci. Imp. Univ. Japan』第5巻、1893年、295-353頁。

7.正人, 秀次「日本における地震観測報告」日本流星観測センター（東京、1892年）、16～18頁、41頁、地図30頁。

8.ミルン, J. —「1891年10月28日の大地震に関する覚書」『日本地震学会誌』第1巻、1893年、127-151頁；『英国協会報』、1892年、114-128頁。

9. ——「1885年から1892年にかけて日本で記録された8,331件の地震の目録」『日本地震誌』第4巻、1895年、1-367頁、特に134-234頁と303-353頁。
10. ——「磁力計の記録におけるある種の乱れと地震の発生について」イギリス。[214]Assoc. Rep.、1898年、226-251ページ、特に227、232、234、241、245ページ。

11.ミルン, J.、WK バートン. —「日本における大地震」Journ. Coll. Sci. Imp. Univ. Japan , 第5巻, 1893年, pp. 295-352.

12.大森文雄「地震の余震について」 日本大学理学部紀要、第7巻、1894年、111-200頁；抄録は日本地震学会誌、第3巻、1894年、71-80頁。

13. ——「1891年10月28日美濃尾張大地震に関する覚書」『外国語地震研究会』第4号、東京、1900年、13-24頁。
14. —— 「宣伝活動や活動の推進。」イタル。社会シスモル。ボル。、vol. i.、1895、52-60ページ、特に52-57ページ。
15. —— 「1891 年 10 月 28 日、運動の強さは無限大です。」イタル。社会シスモル。ボル。、vol. ii.、1896 年、189-200 ページ。
16. ——「1891年10月28日美濃尾張地震の余震に関する覚書」『外国語地震研究会』第7号、東京、1902年、27-32頁。
17. ——「地震の頻度と大気圧の関係について」東京物理数学会報、第2巻、1904年、第8号。

18.田中舘 明、長岡 秀次.「1891年美濃尾張地震に伴う等磁気擾乱」Journ. Coll. Sci. Imp. Univ. Japan , 第5巻, 1893年, pp. 149-192.

脚注:
[54]私はこの調査の結果には言及しなかった。なぜなら、1887年から1891-92年の間にすべての磁気要素（特に水平強度）の変化が起きたにもかかわらず、経年変化に関する完全な知識がなければ、これらの変化が地震によるものであると確信を持って断定することはできないからである。

[55]式a = xg / yから、aは最大水平加速度、g は重力加速度、 y は重心の高さ、x は物体が転倒した端からの水平距離です。

[56]これらの推定は、単振動を仮定して、式 2 a = α t ² / (2π²) から行われます。ここで、2 aは全範囲または二重振幅、a は最大加速度、t は振動の周期です。

[57]大森教授は、 x月（1891年11月から計算）の地震の1日あたりの平均発生回数yは、おおよそ次の式で表されることを発見しました。

y = 16.9 / ( x + 0.397 ) です。

あるいは、1891年10月29日から11月2日までの5日間の半日ごとの地震数を次の式で表すと、

y = 440.7 / ( x + 2.314)、

ここで、yは10月29日の前半から測定された、 xで示される12時間の間に観測された地震の数を表す。興味深いことに、平年の地震の年間平均発生頻度を考慮すると、後者の式によれば、1898年から1899年の2年間に岐阜で観測された震動の数は163となるはずである。しかし、実際に記録された震動の数は160であった。

[58]1893年末までの最後の激しい地震は1892年9月7日に発生しました。その余震頻度への影響は、9月の最初の2週間に岐阜で記録された毎日の地震数に表れています。地震数は、2、2、2、3、5、5、28（9月7日）、8、8、5、4、3、2、4、3です。

[59]余震の周期性については、本章末の論文4、12、16、17で議論されています。これらの論文では、日周周期やその他の周期の存在が明確に示されています。大森教授はまた、日平均気圧が変動し、平均5日半ごとに最大気圧が発生すること、そして地震の発生頻度は気圧の最大値と最小値の日に最も低く、その前後の数日間に高いことを示しています。

[60]1885年から1892年にかけて日本で発生した地震のうち、陸地で発生した地震の26%には記録された音が伴っていたが、海底で発生し、海岸から10マイル以内の地震では音が伴うのは1%未満であった。

[215]
第8章目次
1896 年 12 月 17 日のヘレフォード地震
と 1901 年 9 月 18 日のインヴァネス地震。

本書に記された地震の中で、ヘレフォード地震とインヴァネス地震は小さな位置を占めるに過ぎない。建物への被害は、この国では異例ではあったものの、それ以前の地震に比べれば軽微であった。人命の損失はなく、石材の落下による負傷者も一人もいなかった。これらの地震の興味深い点は、地震と音に関する数多くの観測によって可能になった詳細な研究にある。[61]そしてこの証拠は地震の起源に関する一般理論に関係している。

1896 年 12 月 17 日のヘレフォード地震。
この一連の地震の主なものは12月17日の午前5時32分に発生し 、その前に少なくとも9回の小さな揺れ（最初の揺れは12月16日の午後11時か11時30分頃に感じられた）があり、同日にさらに2回、そして1897年7月19日に3回目で最後の揺れが続いた。[216]これらの予備的な動きについては後のページで説明します。主な衝撃について議論した後で、その影響がより明らかになるからです。

ヘレフォード地震の等震線と等音響線。
図60.—ヘレフォード地震の等震線と等音響線。(デイヴィソン)リストへ

等震線と擾乱地域。
図60の地図では、連続した曲線はロッシ・フォレル震度スケールの8、7、6、5、4度に対応する等震線を表している。このシリーズの中で最も正確に描かれた等震度8は、[217]長さ40マイル、幅23マイルの細長い楕円形で、面積は724平方マイルです。長軸は西44度北緯、東44度南緯を向いています。この曲線の範囲内には、建物の被害が判明している箇所が73箇所あり、そのうち55箇所はヘレフォードシャー、17箇所はグロスターシャー、1箇所はウスターシャーです。

最も甚大な被害は、1901年当時4,565戸の住宅があったヘレフォード市で発生しました。ここでは、218本もの煙突が修理または再建を余儀なくされました。大聖堂は軽微な被害を受けました。聖母礼拝堂の尖塔の頂部は倒壊し、南翼廊のアーチの一つから石の破片が落下し、西側正面の三つの尖塔は破損しました。いくつかの教会も同様の被害を受け、ミッドランド駅では7本の煙突すべてが粉砕されました。ディネドー、ファウンホープ、ドーミントン、ウィジントン、その他いくつかの村落でも、被害は他の地域よりも比較的大きく、これらの地域はすべて、等震源域8の中心ではなく、北西の震源を囲む長さ約8.5マイルの小さな楕円形内に位置していました。

等震域7は、装飾品や花瓶などを倒すほどの強い揺れがあった場所を含むが、これもほぼ楕円形をしており、その軸の長さはそれぞれ80マイルと56マイル、面積は3,580平方マイルである。その長軸は西経42度から東経42度まで伸びており、内側の曲線の軸とほぼ平行である。次に等震域6が続き、シャンデリアや絵画などを揺らすほどの強い揺れがあった場所を囲んでいる。しかし、観測者のほとんどが暗い部屋で眠っていたため、等震域6の数は限られている。[218]この曲線の決定点は通常より少なく、そのため、その経路の精度はやや劣ります。しかし、誤差はおそらく小さいため、等震度6は長さ141マイル、幅116マイル、面積13,000平方マイルの楕円とみなすことができます。その長軸は、前述の等震度の長軸とほぼ平行です。

次の 2 つの等震線はほぼ円形です。それらの大部分、特に等震線 4 は、海を横切っていることがわかります。これらの部分では、曲線の軌跡はある程度推測の域を出ません。それらを描く際の主な指針となるのは、陸地を離れる前の傾向と、近隣の海岸線に沿った既知の震度です。等震線 5 は、揺れが単なる震えではなく、目に見える変位として感知された領域を囲んでいます。その大きさは、北西から南東にかけて 233 マイル、南西から北東にかけて 229 マイルで、面積は 41,160 平方マイルです。等震線 4 には、ドアや窓などがガタガタと鳴るほどの強い揺れがあった場所も含まれており、北西から南東にかけて 356 マイル、南西から北東にかけて 357 マイル、面積は 98,000 平方マイルです。その中心はヘレフォード近郊の小さな楕円形の地域の中心とほぼ一致しており、この地域では他の地域よりも建物への被害が比較的大きかった。

等震度4の外側では、地震は複数の地点で観測された。震源から12.5マイル離れたミドルズブラでは確かに揺れを感じたが、おそらく65マイル離れたキレシャンドラ（アイルランド）でも感じられただろう。したがって、等震度の境界を考慮すると、[219]撹乱地域を等震度 4 と一致させると、その面積は 98,000 平方マイルとなり、イングランドとウェールズの面積の 1 2/3 になります。等震度 4 と同心円でミドルズブラを通過する場合、その面積は 115,000 平方マイルとなり、イングランドとウェールズの面積のほぼ 2 倍になります。一方、キラシャンドラを通過する場合、その面積は 185,000 平方マイルとなり、イングランドとウェールズの面積の 3 倍以上になります。[62]

起始断層の位置。—等震線の形状、方向、および相対位置は、起始断層に関する重要な証拠となります。まず、その平均方向は、最も内側の3本の等震線の長軸、すなわち北西および南東、より正確には西緯43度および東経43度と平行であると結論付けます。[63]この場合、等震線の細長い形状は、表層の岩石の性質の変動に起因するものではない。この区域は約13,000平方マイルの広さを有しており、もしこれらの変動が何らかの影響を及ぼしていたとすれば、3つの等震線の軸がこれほど広い範囲にわたって平行性を維持しているとは考えにくい。さらに、同じ区域では1863年に地震が発生し、その震源域は[220]北東から南西、つまり 1896 年の方向とほぼ垂直になります。

第二に、等震線が互いに等距離ではないことに気づくだろう（図60）。北東側では、等震線はそれぞれ20マイル、34マイル、55マイル、51マイル離れており、南西側では13.25マイル、25マイル、60マイル、77マイル離れている。このことから、断層面は北東方向に傾斜している、あるいは傾斜していることがわかる。震源地付近では、断層が北東方向に伸びている側で震度が最も大きく、震度が緩やかに減衰するからである。

断層が通っていた場所を一つでも特定できれば、その位置は完全に特定できるでしょう。残念ながら、この点に関する決定的な証拠はありません。しかしながら、ヘレフォードの南西部には、周辺地域よりも明らかに震度が弱かった場所がいくつかあり、これは断層線に近いことが原因である可能性があります（135ページ参照）。もしそうであれば、発生した断層はヘレフォードの西約1.5マイルの地点から南東約16マイルにわたって伸びていたはずです。そして、この位置の断層であれば、地震の証拠の詳細をすべて満たすはずです。

ショックの性質。
擾乱地域全体にわたって、震源の性質にかなりの変動が観測された。これらの変化は、震源の大きさ、その細長い形状、そして後述するように震源の不連続性、そして観測地点から震央までの距離によるものであった。

震源地に近い場所では、[221]震源の角度が大きいため、震源方向の変化は観測されたが、かなり離れた場所では、この角度は小さく、方向の変化は知覚できなかった。距離に伴うさらなる変化は、振動周期の増加であった。震源地に近い場所では、全体的な印象は、非常に短い手漕ぎボートで汽船の航跡を横切ったか、スプリングのない馬車に乗っているかのようであった。100マイル以上の距離では、動きは心地よく、穏やかで、うねるような性質を持つと表現され、停泊中の船の揺れや、スプリングの整った馬車に乗っているときに感じる揺れに似ている。

しかし、この地震の最も顕著な特徴は、それが2、3秒間の完全な静止と静寂の間隔を挟んで、2つの異なる部分、あるいは一連の振動に分かれていたことである。これは単なる局所的な現象ではなかった。後述する狭い帯域を除けば、この二重の地震の記録は、被災地域のほぼ全域、マン島やアイルランド東部といった遠隔地でさえも得られている。この2つの部分は、強度、持続時間、そして構成する振動の周期が異なっていた。例えば、オークランズ（チャード近郊）では、最初に震えのような動きが感じられ、その後約3、4秒後に左右にはっきりと揺れた。エクセターでは、約2秒間の突然の微動があり、さらに2、3秒後に、さらに激しい揺れが4、5秒間続いた。また、ウェストクロス（スウォンジー近郊）では、約4秒間の波動の直後に、激しい揺れが続いた。リバプールでは、第1部、休憩、そして[222]2 番目の部分はそれぞれ約 6 秒、2 秒、4 秒と推定されました。

観測の最初の結果として、擾乱地域の南東半分では、震動の後半部分の方が強く、継続時間が長く、より長周期の振動で構成されていたことがわかります (図 61 の a )。一方、北西半分では、震動の前半部分と同じ特徴が見られました (図61 のb )。しかし、記録を詳しく調査すると、擾乱地域の 2 つの部分の境界は直線ではなく、わずかに湾曲しており、凹面が南東を向いていることがわかります。地図上の破線 (図 60) は双曲線状になっており、この湾曲した境界の位置を大まかに表しています。[64]

ヘレフォード地震の衝撃の性質。
図61.—ヘレフォード地震の震源の性質。リストへ

この双曲線の境界線に沿って、あるいはむしろそれが中心線である狭い帯の中で、衝撃は二重の性質を失い、徐々に単一の振動の列として現れた。[223]強度が増大し、その後弱まる。この帯状の振動の端付近では、注意深い観測者によって、連続した一連の微動によって繋がれた2つの強度の極大点を区別することができた（図61、 c）。したがって、この帯状の振動の中では、他の場所では孤立していた2つの振動系列が互いに重なり合っていたに違いない。また、帯状の振動の端付近では、最初の一連の振動の終結部分が2番目の一連の振動の最初の部分と重なっていた。

二重振動系列の起源。—ヘレフォード地震は、ナポリ地震、アンダルシア地震、チャールストン地震、リヴィエラ地震と同じカテゴリーに属する。これらの地震と同様に、単一の震源地という仮説は認められない。擾乱地域が相対的な強度、持続時間などが反対の二つの領域に分かれていることは、一つの震源地の振動系列が反射や屈折、あるいは縦波と横波への分離によって複製されたのではないことを十分に証明している。これは、同一の震源地内での衝撃の繰り返しを否定する決定的な証拠でもある。したがって、震源地は北西と南東の線に沿って配置された、ほぼあるいは完全に分離された二つの部分から構成され、そのうち北西の震源地の衝撃の方が強かったと推論しなければならない。残る唯一の疑問は、二つの震源地の衝撃が同時であったかどうかである。

さて、もし二つの衝撃が同時に発生したとしたら、二つの焦点からの波は同じ速度で伝わり、二つの震源を結ぶ線を直角に二分する直線に沿って合体するはずです。しかし、この直線は曲線状であることは既に述べたので、二つの衝撃は同時ではなかったことになります。繰り返しますが、[224]双曲面の凹面は南東を向いているため、北西の焦点からの波は、双曲面に沿って2つの焦点が出会う前に、南東の焦点からの波よりも遠くまで移動したに違いありません。言い換えると、北西の焦点での衝撃は、もう一方の焦点での衝撃より2、3秒前に発生したに違いありません。

二つの震源の位置と大きさ。北西の震源における衝撃が、ヘレフォード、ディネドー、ファウンホープなどの建物に大きな被害を与えたことは疑いようがない。したがって、その震源地の中心はヘレフォードの南東約3​​マイルに位置するはずである。また、もう一つの震源の中心も、等震線8の南東部分、すなわちロスの北東約2～3マイルの位置にある可能性が高い。これら二つの地点は8～9マイル離れている。さて、後述するように、地球波の平均表面速度は約3000フィート/秒であり、二つの一連の震源間の静穏期間の平均継続時間は3.5秒であったことから、二つの震源の最も近い端は2マイル以上離れていたはずである。さらに、北西またはヘレフォードの震源からの一連の振動は、南東またはロスの震源からの振動よりも数秒長く続いたため、前者は後者よりも約2マイル長かったはずであり、したがって、震源の長さはそれぞれ約8マイルと6マイルと推定できます。擾乱を受けていない中間部分を含めると、震源の全長は約16マイルとなり、これは等震源8の大きさから既に推定したとおりです。

[225]
衝撃の方向。
地震の方向については質問はなかったものの、469人もの観測者がこの点について記録を残している。概して、彼らの判定は極めて大まかなもので、方位磁針の8つの主要な方位以上を指し示す観測者はほとんどいない。さらに、ある場所でも、地震の方向は非常にばらつきがある。例えば、バーミンガム市とその郊外では、8人の観測者が南北、8人が東西、11人が北西と南東、5人が北東と南西の方向を指摘しており、その他に5人の中間的な推定値が示されている。しかし、これらの方向をその地域の地図上にプロットすると、観測者が住んでいた道路とほぼ平行か垂直であることがすぐにわかる。つまり、地震の見かけの方向は、家の主要な壁の1つに対して直角だったということである。もちろん、これは予測できる結果です。地震の方向がどうであろうと、家は壁のいずれかに垂直な平面内で振動する傾向があるからです。

地震の方向がいかに遠くまで感知できるかは驚くべきことです。記録はブライトン（震源地から137マイル）、エセックス州マルドン（144マイル）、ハロゲート（147マイル）、マン島ダグラス（167マイル）、ダブリン（176マイル）、ウィックロー州バルティングラス（180マイル）から得られています。

しかし、距離がどうであろうと、方向感覚は、主壁が直角になっている家で最もよくわかるはずだ。[226]地震動の真の方向とは一致しないため、方向の観測は、そのような家屋、またはこれに近い他の家屋で最も頻繁に行われると予想されます。したがって、かなり狭い地域内のすべての観測の平均は、震源の真の方向からそれほど離れていない結果を与えるはずです。そして、地域が狭く、震源から遠いほど、結果はより信頼できるはずです。さて、バーミンガムでは、震源の平均方向は北東39度で、市と震源地を結ぶ線からわずか2度しか離れていません。ロンドンでは南東21度で、これも2度です。他の場合には、異なる郡からの観測がグループ化され、平均方向は郡の中心に対応するものと見なされます。しかし、その場合でも、震源の平均方向と震源地から郡の中心の方向は密接に一致することがよくあります。バッキンガム、デヴォン、スタッフォード、ウォリック、ヨークの各州では、その差は2～3度以内です。それ以外の地域でこの差を超える場合は、観測点数が少ないか、震源に近いため大きな角度を呈しているかのいずれかです。

この分析から、重要な結果が 2 つ得られます。(1) 少数の孤立した観測では「方向法」はほぼ確実に失敗するものの、多数の密集した観測では、震源の位置をかなり正確に特定できる可能性があります。(2) 少なくとも半径 40 マイルの外側では、地震波は震源からほぼ直線的に外側へ伝わっていくということです。

[227]
地震線と地球波の速度。
地震線は1849年というかなり以前にマレットによって定義されていたが、正確な時刻の特定が困難であったため、これまで地震の調査にはほとんど役立っていなかった。ヘレフォード地震の場合、地震波が伝播した距離は短いものの、一方で時刻記録は多数あり、多くの場合、分単位まで信頼できる。午前5時32分より前、5時36分より後の推定値、そして5時35分という推定値を除外すると、381地点からかなり正確な観測結果が、そして33地点からは非常に正確な観測結果が残る。後者は、グリニッジ標準時を把握していた、あるいは直後に自身の時計を精度の高い時計と比較した信号手などの注意深い観測者から得られたものである。

証拠が豊富なため、地震線を描く新しい方法が可能になった。この方法では、各観測地点は、記録された特定の分に対応するマークで地図上に示される。記録が完全に正確であれば、 午前5時32分に対応するマークが占める中央領域があり、その周囲にはそれぞれ5時33分、5時34分、5時35分に対応する一連のゾーンが広がるはずである。これらのゾーンを区切る曲線は、5時32分1/2秒、5時33分1/2秒、5時34分1/2秒に対応する地震線となる。

しかし、すべての時間記録の必然的な不正確さのために、これらの異なるゾーンは互いに干渉し合い、したがって、地震線は、[228]重複する領域では、明らかにより正確な観測に特別な重みが与えられます。

ヘレフォード地震の震源線。
図62.—ヘレフォード地震の震源線。(デイヴィソン)リストへ

このようにして得られたコサイスム線は、図62の実線で表されている。比較のために追加された等震線は点線で示されている。コサイスム線は等震線と同じ方向に伸びているが、伸び幅は小さいことが分かる。これは、大多数の観測者が選択した時代が[229]衝撃の最大強度からそれほど遠くなく、わずかに先行する強度です。

さて、内側の2つの地震波間の平均距離は32 3/4マイル、外側の2つの地震波間（描画されている範囲）は35 1/6マイル、最初の地震波と3番目の地震波間の距離は67 1/6マイルです。したがって、内側の2つの地震波間の平均表面速度は毎秒2,882フィート、外側の2つの地震波間の平均表面速度は毎秒3,095フィートです。このように、距離が離れるにつれて速度が増加するように見えますが、地震波の精度はこれを事実として確立するには不十分です。しかしながら、最初の地震波と3番目の地震波間の平均表面速度である毎秒2,955フィートは、おそらく、これまでに行われた軽微な地震における表面速度の推定値の中で最も正確なものでしょう。

音響現象。
音の性質。――衝撃音に付随する音は、あらゆる大地震の際に聞かれる音と同じ性質のものでした。それはしばしば、深い轟音、鈍く重い響き、耳障りな轟音、あるいは深いうめき声や呻き声などと表現されますが、稀に、ガサガサという音や、シューという大きなシューという音で表現されることもあります。通常、音はかすかに始まり、徐々に強くなり、そして徐々に小さくなっていきます。そのため、地下鉄の列車や貨車が急速に近づいてきて、観察者の下を駆け抜け、そして反対方向に遠ざかっていくかのように聞こえることがありました。時折、音は非常に大きく、重荷を積んだ多くの牽引機関車がすぐ近くを通過する騒音に匹敵することもありました。[230]あるいは、激しい雷鳴や轟音にも聞こえる。しかし、その最大の特徴は、その並外れた低音で、まるで低すぎて聞こえないほどだった。ある観察者によれば、それは低く轟くような音で、最低の雷鳴よりもはるかに低かった。また別の観察者は、大きなオルガンのペダル音に例えたが、それは人間の耳では聞き取れないほど低い音で、聞こえるというよりは感じる音だった。その音が、その非常に低い音域から、多くの人々には聞こえなかったことは、すぐに分かるだろう。

少数の観察者は、上記に引用したような用語でその音を説明しましたが、大多数の観察者は、それを多かれ少なかれよく知られているタイプの音と比較し、多くの場合、類似性が非常に近かったため、観察者は最初、その音を比較の対象に帰しました。詳細に多種多様な説明を示しますが、次のように分類できます。(1) 1 台または数台の牽引機関車が単独で、または重荷を積んで、時には猛烈な勢いで通過する音。凍った地面の上または通常よりも速い速度で通過する蒸気ローラー。石畳、固いまたは凍った道路、屋根付きの道または狭い通り、窪地または橋の上を走行する重い貨車。トンネルまたは深い切通し、木製の橋または鉄の高架橋を駆け抜ける急行または重い貨物列車、または雪の上を走る重い列車。船が岩を軋む音、または非常に重いローラーで芝生を転圧する音。 （２）大きな雷鳴、時には鈍い、こもった、または抑制された雷鳴だが、ほとんどの場合は遠雷である。（３）うめき声、轟音、または荒々しい強い風。風が強くなる、家に押し寄せる強い風。煙突、煙突、または[231]石油工場が火事になる音。(4) 石炭、石、レンガの積み荷が倒れる音、壁や屋根が崩れ落ちる音、煙突が屋根を突き破る音。(5) 重い物や木が倒れる音、ドアをバタンと閉める音（ただし音は鈍い）、波が海岸に打ち寄せる音。(6) ボイラーやダイナマイトの薬莢の爆発、遠くの炭鉱の爆発、遠くの激しい岩石爆破音、遠くの大砲の轟音。(7) 多くの人や動物が踏みつけられる音、たくさんのヤマウズラの群れが飛ぶ音、滝の轟音、海鳥の一団が通り過ぎる音、巨大な岩塊が裂けて崩れ落ちる音など、さまざまな音。

比較された音の総数は1,264件でした。そのうち、45.4%は馬車の通過音など、15.0%は雷、15.5%は風、3.9%は石の落下、2.7%は重量物の落下、7.2%は爆発音、10.3%はその他の音でした。

概して、音は上記のいずれかのタイプに一貫しており、変化があったとしても、強度のみが変化した。しかし、場所によっては音の性質が変化することが観察された。例えば、ある人は、橋を渡る列車の轟音に似ており、雷雨の衝撃が最も強かった瞬間に聞こえるような、ものすごい衝撃音を伴い、その後数秒間、轟音は消え去ると表現した。

一部の観測者には音が聞こえなかった。地震の詳細を報告した観測者の総数は2,681人であり、そのうち59パーセントが音を聞いたと述べ、23パーセントが聞こえなかったと述べている。[232]パーセントは何も情報を提供しない一方で、18 パーセントは音が聞こえなかったと明確に述べています。つまり、おおよそ 5 人の観察者のうち 3 人が音を聞き、1 人は音について何も言及せず、1 人は音を聞き取れなかったことになります。

いくつかのケースでは、確かに観測者の距離が原因だったことは間違いないが、これでは完全な説明には程遠い。ヘレフォードシャーでは179人中6人、グロスターシャーでは227人中17人の観測者が音を聞かなかったからだ。また、この特異性は地域的なものではなく、クリフトンでは起きていた観測者5人中2人が音を聞かなかった。バーミンガムでは23人中4人、ロンドンでは18人中8人が音を聞かなかった。同じ家屋でも、ある観測者は重い荷物を積んだトラクションエンジンが通過するような音を聞き取るのに対し、別の観測者には全く聞こえないというケースもあった。

また、音を聞いた多くの観察者は、衝撃が続いている間、音に気づかなかったと明言しています。音は最初、蒸気ローラーやトラクションエンジンが通りを近づいてくる音に似ていましたが、徐々に大きくなり、衝撃が始まるとほぼ突然止まりました。一方、同じ場所にいた他の人々にとっては、音は次第に大きくなり、最も強い振動を感じるまで続きました。

同じ場所にいた観測者が音を聞いたという点で一致していたとしても、その音はそれぞれ異なる様相を呈していた。例えば、ヘレフォードでは、一部の観測者によって衝突音や爆弾のような爆発音が聞こえたが、全員がそうだったわけではない。レドベリーでは、ある観測者によると音は突風のように始まり、大きな爆発音で終わったという。別の観測者によると、遠くで雷鳴のような音が聞こえたが、衝撃が始まるとそれは消えたという。さらに別の観測者によると、全く音は聞こえなかったという。[233]震源地から遠く離れた場所でも、その性質と強度において同様の多様性が見られる。例えば、バーミンガムでは、一方では遠くから列車が近づいてきて風が強くなったと記録されている一方、他方では大砲の砲声と、まるで何トンもの瓦礫が家の壁に投げつけられたかのような騒音が記録されている。一方、バンガーでは、かすかな雷鳴、木々を吹き抜ける風、そして大きな轟音が記録されている。

これらの明らかな異常現象に対する最初の説明は、観測者の不注意である。しかし、これは検証に耐えないだろう。ただし、場合によっては当てはまるかもしれない。少なくとも震源地付近では、音はあまりにも大きく、気づかないわけにはいかない。そして、通常は揺れが感じられ始める前に聞こえる。さらに、前章で述べたように、日本で発生する地震の4分の3は記録された音を伴わず、日本人という民族がそのような不注意を常に抱えていると非難されることはない。この欠陥は観測者に固有のものであり、観測者が置かれている状況に依存するものではないことは、ほぼ疑いようがない。

可聴範囲の上限が人によって異なることは古くから知られており、下限にも同様のばらつきがあることを疑う余地はない。したがって、どんなに熱心に耳を傾けていても、ある観測者にとっては音が最後まで聞こえない。また、音が深くなるほど、それを聞こえるようにするために必要な振動の強さも大きくなることが分かっている。観測者に到達する振動の周期が長くなるにつれて、遅かれ早かれ、一部の観測者の振動の強さがその限界値に達しない、あるいは超えなくなる可能性があり、その瞬間に、 [234]音は聞こえなくなります。さらに、一定周期の振動の場合、この限界値は人によって異なります。したがって、ある観察者にとっては音が聞こえなくなるかもしれませんが、別の観察者には聞こえ続ける場合があります。最後に、観察者に影響を与える振動は、どの瞬間にもさまざまな強度と周期があります。おそらく、ある人はすべての音が聞こえる一方で、別の人は一部の音が聞こえ、他の部分は聞こえない場合があります。したがって、ある観察者にとっては音が強風のように聞こえるかもしれませんが、別の観察者にとっては重い牽引機関車が通過するように聞こえるかもしれません。ある観察者には衝撃の最も強い部分に伴う衝突音が聞こえるかもしれませんが、別の観察者には同じ振動が聞こえないかもしれません。ある観察者にとっては音がどんどん大きくなり、突然止まるかもしれませんが、別の観察者にとっては音が最大まで増加してから消えるかもしれません。

音域。震源地およびその周辺では、地震の顕著な特徴として音波が見られましたが、遠方での記録の入手は当然困難であり、このため、音域の境界を定める観測点の数が少なすぎるため、正確な境界を定めることができません。しかしながら、原則として、音域は等震線5と等震線4の間に位置しますが、どちらの線よりも円形に近い形状ではありません。北西から南東にかけての長さは320マイル、幅は284マイルで、その面積は約7万平方マイル、これは擾乱地域の約3分の2に相当します。

等音線。図60の点線は等音線、つまり音の知覚を記録した観測者の割合が同じであるすべての場所を通る線を表しています。例えば、線上の任意の点を[235]80と印を付け、その点を中心とした小さな円を描くと、その円内の観測者の80%が地震音を聞き取ることになります。このように等音線は、音域全体における音の可聴性がどのように変化するかを示しています。曲線をできるだけ正確に描くには、面積の単位は小さく、一定の寸法である必要がありますが、今回の場合、観測データが比較的少ないため、郡よりも小さい単位を使用すると信頼性の低い結果が得られます。[65]各郡の中心において、音の可聴性は、郡内で音を明瞭に聞いた観測者の総数の割合に比例するとみなすことができます。50 でマークされた曲線を描くには、平均割合が 50 未満の各郡の中心を、平均割合が 50 を超える隣接郡の中心に結び、これらの線を適切な比率で分割して、割合がちょうど 50 になる点を求めます。こうして割合が 50 になる点がいくつか得られ、それらを通る曲線が必要な等音響線となります。可聴率はヘレフォードシャーの 87 からエセックスおよびアイルランド東部の 23 まで変化しますが、完全に描くことができる等音響線は、80 から 50 までの割合に対応するものだけです。

等音線の特徴的な形状は一目瞭然です。等震線とはほとんど関係がありません。等音線の最大延長は等震線の軸に沿うのではなく、北東の少し東と南の2つの方向にあります。 [236]南西方向。それらは確かに双曲線線に沿っており、南西方向では図60の破線で示される双曲線帯の曲線軸とほぼ一致する。北東方向では一致はそれほど密接ではないが、これは主に北部の郡の大きさによるもので、等音線は北方向に偏向する。

双曲線帯は、2つの震源からの振動が重なり合う領域であることをご存じでしょう。さて、音は衝撃の各部分に付随し、それらの間の間隔では完全に停止しました。また、より強い振動系列はより大きな音を伴っていました。しかし、衝撃の2つの部分間の強度差は相当なものであったのに対し、2つの音間の強度差はごくわずかでした。したがって、双曲線帯を横切っても等震線に顕著な歪みは見られず、一方、等音響線は通常の経路から完全に逸れています。

このように、等音響線の研究は、私たちが上で到達した結論 (p. 223)、すなわち、北西と南東の線上に配置された 2 つの異なる焦点があり、前者の焦点での衝撃が後者の焦点での衝撃よりも数秒早く発生したことを強く裏付けています。[66]

[237]サウンドエリア全体にわたる音の性質の変化。ある点では、サウンドエリア全体にわたって、その音の深さにおいて顕著な均一性を示しました。「重い」という言葉は、震源地の近くでも、サウンドエリアの境界付近でも、音に関する報告の 4 つに 1 つで使用されています。

音域の領域によって、用いられる比較の種類は異なります。発生源から離れるにつれて、音は平均して雷鳴や爆発音のようなものではなく、風のような音に近づきます。通り過ぎる荷馬車などの音への言及は非常に多く、等音響線と同様に、比較の総数のうちこの種の比較が等しい割合で存在することを示す曲線を描くことが可能です。これらの曲線はいくぶん不完全ですが、高い割合に対応する曲線が双曲線の両端に張り付いていることは注目に値します。これはおそらく、音の途切れない持続時間が他の部分よりも長いためでしょう。

しかし、震源地からの距離の影響は、音の性質の変化において最も顕著に現れる。轟音の真っ只中に爆発音や衝突音が聞こえたのは、震源地のすぐ近くだけだった。中程度の距離では、衝撃の前後の音はより滑らかになったが、衝撃に伴う音は、より粗く、轟音や耳障りな性質をある程度保っていた。音域の境界に近づくと、不規則性はさらに滑らかになり、遠くで雷鳴のような低い轟音だけが聞こえる。

これらの変化の説明は、[238]震源地から離れるにつれて、あらゆる周期の振動が聞こえなくなる傾向があるという事実。全周期の限界振動、特に最長周期の振動が最初に失われる。したがって、震源地付近では、様々な周期の音の振動が聞こえ、音は他の場所よりも複雑になる。距離が離れるほど、聞こえる振動の周期の限界は狭くなり、音響領域の境界付近では、音はほぼ均一な強度の単調で低い唸り音となる。

音と衝撃の時間関係。比較すべき主要な時点は、始まり、最大強度の時点、そして終わりである。この時点における観測のうち、音の始まりは82%で衝撃より先行し、12%で衝撃と同時、6%で直後であった。最大強度の時点は、記録の21%で衝撃より先行し、73%で衝撃と同時、6%で直後であった。一方、音の終わりは、22.5%で衝撃より先行し、27.5%で衝撃と同時、50%で直後であった。このように、一般的な規則として、音の始まりは衝撃より先行し、衝撃が最も強いときに音は最も大きく、音の終わりは衝撃より後に続いた。言い換えれば、ほとんどの場合、音の持続時間は衝撃の長さよりも長かった。

小さな地震。
12の疑いのない小さな地震のうち、9つは主震動の前に、3つは主震動の後に発生しており、最初の11の時刻は[239]約7時間間隔で発生しています。3つの例外を除き、記録は震源の位置を正確に特定するには不十分です。

最初の地震は12月16日午後11時または11時半頃に発生しました。擾乱を受けた地域の境界は、第5の地震（図63のE）の境界とほぼ一致し、北西から南東にかけて97マイル（約154キロメートル）、幅83マイル（約148キロメートル）、面積は約6,300平方マイル（約1,600平方キロメートル）です。震源は明らかに主地震の2つの震源の間に位置し、部分的にそれらの震源と一致していました。

ヘレフォード地震の小規模な震源の地図。
図63.—ヘレフォード地震の小規模震源地図。(デイヴィソン)リストへ

その後、 12月17日の午前1時頃、午前1時30分または1時45分頃、午前2時頃の3回の小さな揺れが起こり、[240]ロス焦点の近くのどこかで発生したと思われること以外、ほとんどわかっていません。

第5の地震（図63のE）は午前3時頃に発生し、長さ104マイル、幅79マイル、面積約6,400平方マイルの地域を揺らしました。その境界は、主地震の震度7～6の等震度線がとる位置とほぼ一致しています。したがって、この地震と主地震は、同じ断層に沿った、ほぼ同じ断層領域でのずれによって引き起こされたと推測できます。また、第5の地震の振動に不連続性を示す証拠がないため、震源は連続しており、主地震の2つの震源の間、およびこれら2つの震源の一部または全体を占めていたと考えられます。

次の4つの地震は午前3時30分、4時、5時、5時20分頃に発生し 、ヘレフォード震源地よりもロス震源地に近い位置にあり、その後午前5時32分に主地震が発生した。

数分後の午前5時40分か45分に、ごく弱い揺れが感じられました。その震源は、おそらく2つの震源の中間付近に位置していました。次の 震源は午前6時15分頃（K、図63）で、長さ41マイル、幅27マイル、面積約870平方マイルの範囲を揺らしました。震源は、主地震のロス震源とほぼ一致していたと思われ、1897年7月19日午前3時49分に発生した最後の震源についても、おそらく同じことが当てはまりました。

地震の起源。
震源地域の大部分は古い赤色砂岩の層で覆われている（図64）。しかし、[241]起点断層の位置（直線の破線で示す）の北東には、よく知られたウールホープ背斜があり、この背斜によってシルル紀の地層が地表に露出している。背斜軸はほぼ北西から南東に走っており、したがって地震断層とほぼ平行である。さらに、背斜の南西側ではシルル紀の地層が（北東側と比較して）薄くなり、時折消失していることから、北西および南東方向の断層、あるいはその付近の急激な屈曲が示唆される。 [242]古赤色砂岩層とシルル紀層の南西接合部付近。もし断層であれば、北東方向に伸びているはずで、地震学的証拠によって示された条件のうち2つを満たすことになる。しかしながら、この断層は北東に約3.2キロメートルほど離れており、実際には地震で最も被害を受けた村々の北東に位置する。

ヘレフォード地震の震源地域の地質。
図64.—ヘレフォード地震の震源地の地質（デイヴィソン）リストへ

しかし、ウールホープ背斜の南東数マイルのところ、ほぼそれと同線上に、メイヒルの背斜がもう一つある。これは三角形の領域で、三方を断層で囲まれていることが知られている。北東側の断層は平均して北西と南東の方向を向いており、もしそれが古赤色砂岩層を北西に向かって進み、最初に数度西に曲がると、ヘレフォードの西約1.5マイルの地点を通過することになる。地質調査所の地図によると、この断層と、さらに北東に約半マイルのところにあるほぼ平行な別の断層は、古赤色砂岩層に入る地点で途切れていることは注目に値する。後者は、現代の地層学的手法によって徹底的に調査されたことがなく、断層を辿ることが困難な地域である。したがって、地震がこの断層の延長に沿った滑りによって生じた可能性は低くないと思われる。

しかし、それが事実かどうかはさておき、地震断層はウールホープとメイヒルの背斜地域の間を通ることは明らかである。前者は断層の北東側、後者は南西側にある。ヘレフォードの震源地では断層は北東方向に伸びているはずであり、ロスの震源地では、場所の分布から見て、断層は北東方向に伸びている可能性が高い。[243]建物に被害が発生した場所は、南西方向です。もしそうであれば、2つの震源の間で断層の方向が変わるはずです。

地震断層の成長の兆候が最後に現れてからどれほどの時間が経過したかは定かではないが、おそらく何年もの年月が経過していたに違いない。この間、断層系に沿って動きを生み出す応力は徐々に増大し、抵抗力を克服するのに十分なレベルに達した。注目すべきは、最初に感知された動きがわずかであったことである。その動きは、断層面の広い範囲にわたって応力と抵抗力の差を均等化することで、大きな滑りを誘発する準備をしていたようである。断層面のある部分から別の部分へと、動きの中心がどのようにして移動したかを正確に追跡することはできない。最初の滑りは、主地震の二つの震源の間の領域で主に発生したようである。おそらく、二つの震源が部分的に重なっていたのかもしれない。次の三つの滑りは、ロス震源付近で発生したと思われ、その後、最初の滑りと同じ領域で五番目の滑りが続いた。その後、ロスの焦点と他のものよりも密接に関連していると言うこと以外、詳細を特定できない一連の小さな動きが起こりました。

ロス中心内およびその近傍での初期的な滑りの結果、断層のその部分における有効応力は減少した。これが、最初の大きな滑りがヘレフォード中心で発生した理由かもしれない。このような動きの直接的な結果として、当然のことながら、末端領域内外の応力が増大し、次の滑りは、部分的にロス中心から離れた領域で発生すると予想された。 [244]ヘレフォード震源と重なり、その北西または南東方向にずれていた。しかし、後者の方向へ2マイルの距離では、主地震中に目立った動きは全く見られず、ロス震源のその向こう側の領域で二度目の大きなずれが発生した。しかも、この二度目のずれは、前のずれから2、3秒以内に発生した。つまり、地震波がヘレフォード震源からロス震源まで伝わる前に発生した。言い換えれば、ロス震源のずれはヘレフォード震源のずれの結果ではなく、両方とも単一の発生作用によるものであった。

さて、地震断層に平行に、かつ北東側から引いた断面を見ると、ヘレフォード震源付近に背斜、ロス震源付近にそれに対応する向斜が見られ、中間領域には変位のない部分が存在する。一方、断層の反対側に平行に引いた断面を見ると、ヘレフォード震源付近に向斜、ロス震源付近に背斜、そして中間領域にはやはり変位のない部分が見られる。このような構造を強調するような更なる動きが生じた場合（つまり、背斜がさらに背斜化し、向斜がさらに向斜化する）、各震源に1つずつ、計2つの滑りが生じることになる。一方、その間の断層面に沿っては、実質的に変位は生じない。いずれにせよ、その地域における以前の応力は、2つのわずかな予備滑り（最初の小さな地震と5番目の小さな地震を引き起こした滑り）と、約10分後に発生した最初の余効滑りによる大きな変位によって生じた応力によって完全に緩和された可能性がある。

30分後、別の滑落が[245]ロスは焦点を合わせ、これによって岩盤の均衡はほぼ完全に回復しました。7 か月が経過するまで (1897 年 7 月 19 日)、断層の同じ領域で最終的な滑りが発生するまで、それ以上の動きがあったという確かな証拠はありません。

1901 年 9 月 18 日のインヴァネス地震。
ネス湖の北東端とインヴァネスのマレー湾の間には、長さ7マイルにも満たない土地が広がっています。ここはイギリス諸島で最も頻繁に地震が発生する場所の一つとして知られています。地震の激しさにおいては、エセックス南東部やヘレフォードシャー中央部よりも劣り、数においてはパースシャーの有名な村コムリーよりも劣ります。しかし、地震現象、そしてそれが地殻の発達に投げかける光という点において、インヴァネス近郊はイギリス国内で他に並ぶものはなく、世界でもこれほど優れた地域はそう多くありません。

地震学的観点からこの地域がこのように重要な位置を占めているのは、スコットランドをカレドニア運河に沿って横断する大断層と、この断層が古期赤砂岩時代に遡りながらも、未だ成長を終えていないことに起因しています。その形成の結果、ロスシャー南東海岸沿いにはほぼ真っ直ぐな崖が続き、ドックフォー湖とネス湖からオイク湖、ロッキー湖、リンネ湖に至る長い湖沼群が形成しました。断続的ではあるものの、その持続的な成長の証拠として、微かな地震や地響きが見られます。 [246]フォート・ウィリアムとその近郊で時折観測され、インヴァネス近郊ではさらに強い揺れが感じられました。

19世紀には、この地域で3回の強い地震が発生しました。最初の最も激しい地震は1816年8月13日に発生し、スコットランドの大部分で感じられました。2回目の地震は1888年2月2日、そして3回目の最も弱い地震は1890年11月15日に発生しました。この最後の地震の後にも、より小さな地震が数回発生し、12月14日のかなり強い地震でこの一連の地震は終わりました。この日から1901年の夏までの間、インヴァネスとその周辺では地震は感じられなかったようです。

準備ショック。
1901 年の最初の地震の日付は正確にはわかっていません。6 月のある時期にアルドゥリー (図 66 を参照) で 1 度目が感じられ、7 月にドッホガロッホで 2 度目が感じられたと言われています。これらの後に、注目に値しないほど小さな地震が続いた可能性もありますが、一般に観測された最初の地震は 9 月 16 日午後6 時 4 分に発生しました。微かな音を伴う弱い揺れが、ドッホガロッホの南約 1.5 マイルの中心を含む、直径約 12 マイルのほぼ円形の領域で感じられました。翌日の午後 11 時 、インヴァネスで 2 秒間続く震動が感じられ、 9 月 18 日午前1 時 15 分にはドッホガロッホで音を伴う弱い揺れが感じられました。9 分後の 午前1 時 24 分、イタリアや日本でも強い揺れと呼ばれる本震が発生しました。

[247]
ショックの影響。
インヴァネスでは、建物への被害は、深刻な被害は滅多になかったものの、決して軽微なものではなかった。鍛冶場として使われていたレンガ造りの建物が1棟破壊され、複数の煙突またはその一部が倒壊し、多くの煙突カバーがずれたり倒れたりした。ドッガロッホをはじめとする中規模地震発生地域内の場所では、壁にひびが入り、煙突が倒れ、まぐさが緩んだ。

しかし、この国にとって、地震の異例な影響は、ドッガロック湖近くのカレドニア運河北岸に生じた長い亀裂であった。亀裂は曳航路の中央で発生し、湖の東側200ヤード、西側400ヤードにわたって点在していた。亀裂はしばしば糸のように細く、幅は半インチを超える場所はほとんどなかった。しかし、亀裂は発生後まもなく、豪雨によって消滅した。

等震線と擾乱地域。
地図（図65）は、地震が感知された地域を示しています。等震線は、一部は実線、一部は点線で描かれています。実線は、その正確性にある程度信頼できる範囲で、点線は、観測データの少なさや欠如により、その経路が疑わしいとみなされる範囲です。

最も内側の等震線（図66に拡大表示）はロッシ・フォレル震度8に相当し、建物に軽微な構造的損傷を引き起こすほどの強い揺れが生じた場所を含む。楕円形で、長さは12マイル（約19キロメートル）である。[248]幅 7 マイル、面積 67 平方マイル、中心はドッガロッホの東北東約 1.5 マイルの地点にあり、長軸は北東 33 度、南西 33 度に伸びています。

インヴァネス地震の等震線。
図65.—インヴァネス地震の等震線（デイヴィソン）リストへ

スコットランド西部での観測が不足しているため、残りの等震線はそれほど正確に描かれていない。しかしながら、西方向を除いて、等震線7のコースは[249]信頼できるものです。長さは53.5マイル、幅は35マイル、面積は1,500平方マイルです。長軸は前の等震線とほぼ平行ですが、2つの曲線の間隔は北西側で9マイル、南東側で14マイルです。等震線6は長さ105マイル、幅87マイルで、面積は7,300平方マイルです。等震線5は長さ157マイル、幅143マイルで、面積は約17,000平方マイルです。

等震度4は、地震の被災地の境界とみなせるかもしれない。なぜなら、これまでのところ、その外側のどの地点でも揺れは感じられなかったからだ。北方ではウィック、キャッスルタウン、その他の中間地点で揺れが感じられた。西方ではマル島のトバモリー、南方ではスケルモーリー（エアシャー）、ペイズリー、ベルサイド（リンリスゴー近郊）、ガレイン（ノース・バーウィック近郊）、ダンバーで揺れが感じられた。スコットランド東海岸沿い、ウィックとダンバーの間においては、どんな規模の場所でも揺れを感じられなかった場所はほとんどない。したがって、地震の被災地は北東から南西にかけて長さ215マイル、幅198マイル、面積は約33,000平方マイルに及ぶ。

発生断層の位置。地震断層を特定できるほど正確に描かれた等震線は、内側の2本、8と7で印が付けられた線のみであるが、目的には十分である。長軸の方向から、断層の平均方向は北緯33度東経、南緯33度西経であることは明らかである。また、等震線は北西方向よりも南東方向の方が離れているため、断層は南東方向に伸びていると考えられる。最後に、震源が南東方向にある側では震度が大きくなるため、[250]断層ハデスの場合、断層線は等震域 8 の中心から北西側に短い距離 (約 1 マイル程度) にあるはずです。

さて、上で言及した大断層は、地震の証拠が示す位置とほぼ正確に一致しています。ターバット・ネスからリンネ湖に至る断層の平均方向は北東35度、南西35度で、南東方向に伸びており、断層線は等震線8の中心から北西約4分の3マイルの地点を通過しています（図66）。したがって、今回の地震がこの断層のずれによって引き起こされたことはほぼ疑いの余地がありません。そして、後述するように、余震の証拠もこの結論をさらに裏付けています。

すべりが発生した領域は、最も内側の等震線の位置と形状から大まかに判断できます。その中心は、図 66 の A で示した地点の近くにあったに違いありません。これは、ドッガロックの東北東約 1.5 マイルの地点に相当します。水平方向には、その長さは少なくとも 5 マイルまたは 6 マイルあったに違いありません。そうでなければ、等震線 8 はそれほど長くはなかったでしょう。したがって、ネス湖の北東約 0.5 マイルからインヴァネスの南西約 0.5 マイルまで達していたに違いありません。断層面の傾斜に沿って測定されたその幅は不明ですが、等震線の中心と断層線の間の距離が短いことから、主要な動きはおそらく 1 マイルを超える深さではなく、それ以下の深さで発生したことがわかります。

ショックの性質。
さて、次に、震源地の全域にわたってほとんど変化がなかったという震源の性質から得られる証拠について見てみましょう。 [251]インヴァネスでは、まず穏やかな動きが感じられ、続いて異常な震えが起こり、その震えは2、3秒間強さを増し、その後2、3秒間弱まりました。震えが止まろうとしたまさにその時、はっきりとした揺れ、あるいは上下動があり、その後、振動は以前よりもはるかに激しくなり、衝撃の最初の部分よりも数秒間長く続きました。ダラロッシーはインヴァネスの南東約14マイルのところにあり、ここでの最初の兆候は、東から急行列車が家のすぐそばを走り、その後下を通り抜けるような大きな音でした。この音は数秒間続き、終わりに近づくと家が振動しました。その後、約1秒間の静寂が続き、その後、約2秒間、大きな雷鳴のような、ものすごい破裂音、あるいは衝突音が続きました。その間、家ははっきりと一度上下に揺れ、その後沈み込みました。再び短い静寂が続いた後、雷鳴が消えるときのような低い轟音が聞こえた。

この説明から、震動の二つの部分がもはや連続していなかったことに気づくだろう。二つの部分の間には短い休止期間があった。インヴァネスで観測された中間の振動はダラロッシーでは感知できないほど弱かったのだ。さらに遠く離れると、消滅はより顕著になった。例えばアバディーンでは、震動は二つの部分から成り、最初は震え、数秒の間隔を置いて、震えよりも長く続く揺れが続いた。

擾乱を受けた地域全体で、震動は2つの部分に分かれるという同じ特徴を維持しており、2番目の部分は最初の部分よりも持続時間と強度が長く、振動で構成されていた。[252]より長い周期の。これほど広範囲に及ぶ現象は、明らかに局所的な影響によるものではない。これは、断層のほぼ同じ領域で、数秒間隔を置いて強い方の振動がもう一方の振動に続いて発生した、2つの別々の初期振動によって引き起こされたに違いない。[67]

音響現象。
等震度5の外側では、地震音の記録はほとんど残っていないが、スケルモーリー（エアシャー）、ベルサイド（リンリスゴー近郊）、ガレイン（ノース・バーウィック近郊）ではかすかに聞こえた。北方では、ウィックとワッセン（ケイスネス）の向こうでは観測されなかった。地震音の領域を正確に特定することは不可能だが、約27,000平方マイルの地域が含まれていたと推定される。

撹乱地域全体で、観測者の84%が音を聞きました。この割合は郡によって異なり、インヴァネスシャーでは93%、パースとアバディーンでは77%でした。しかし、より遠方の地域では記録が少なすぎるため、等音響線の構築は不可能です。

その音の特徴は、強い地震でよく聞かれる音に似ており、観測者の39％が通過する貨車や牽引車の音、25％が雷、14％が風、8％が石の落下、3％が重量物の落下、4％が爆発や重機関銃の発射音に例えている。[253]銃声、その他の音は7%でした。音の強さは震源地から外側に向かって徐々に弱まり、等震度7付近で最も急速に弱まりました。等震度7付近は、音が非常に強かった地域と明らかに弱かった地域がほぼ重なり、また、最も強い振動を伴う大きな爆発音が聞こえたほぼすべての場所を含みます。

インバネス地震は、音と衝撃の時間的関係において、1896年のヘレフォード地震に類似している。音の開始は、記録の 72 パーセントで震動に先行し、20 パーセントで震動と同時、8 パーセントで震動に続く。音の最大強度の時期は、記録の 20 パーセントで震動に先行し、73 パーセントで震動と同時、7 パーセントで震動に続く。一方、音の終了は、記録の 15 パーセントで震動に先行し、34 パーセントで震動と同時、52 パーセントで震動に続く。

擾乱地域の大部分では、ほぼ同様の割合が見られ、インヴァネス、ロス、ネアン、エルギン、バンフ、そして最も遠方の郡でも、その割合はほぼ同じである。しかし、アバディーンシャーでは例外があり、音と衝撃の3つの時期はほとんどの場合、互いに一致している。この郡における観測の大部分は南部で行われており、この地域と震源地を結ぶ線は、地震断層線とほぼ垂直である。この結果は、音の振動の起源に重要な関係がある。もし、音が衝撃に先行するのは、その速度が速いためだとすれば、音の始まりが衝撃に先行する記録の割合は、[254]衝撃は距離によってのみ変化し、震源からの方向によって変化しない。実際、震源からの距離が増すにつれて、この割合は常に100に近づくはずである。一方、音の終点が震源の終点に続く割合はゼロに減少するはずである。しかし、どちらの傾向も見られず、音は震源域の境界に近い場所では震源の後に聞こえる。一方、音の振動が震源のすべての部分、特に震源の周辺領域で同時に、あるいはほぼ同時に始まるとすれば、擾乱された領域の大部分において、音は震源の前後両方で聞こえることになる。なぜなら、震源の側方縁部は、ほとんどの観測者にとって最も近い部分と最も遠い部分になるからである。一方、震源断層に直角に震央を通る線に近い場所では、音と震源の3つの主要な時期はほぼ一致するはずである。

衝撃の前後に聞こえる音の振動が震源の周辺から来ているという推論は、音と衝撃の相対的な持続時間に関する観察によっても裏付けられています。疑いのない記録だけを取り上げると、全体の78%において音の持続時間は衝撃の持続時間よりも長くなっていました。一方、アバディーンシャーでは、観測者の93%が音と衝撃の持続時間は等しかったと回答しています。

すると、震源域内のすべりは中心部で最大となり、周辺部に向かうにつれて次第に弱まると想像できる。中心部のすべりによって生じる摩擦は、主に[255]知覚できる衝撃を形成する比較的大きな振動と、周辺領域内の消えゆくクリープが、音としてのみ感知できる小さく急速な振動を生み出す。

地震の起源。
地震学的証拠によって震源の地表位置と水平方向の寸法を特定することはできるものの、残念ながら、重要な点、すなわち地震を引き起こした動きの方向については全く明らかになっていない。この証拠から、断層の南東側と北西側の岩盤のどちらがずれたのか、あるいは両側が同時にずれたのかを推測することはできない。また、もしその位置が確定していたとしても、ずれた側の動きが上向きだったのか下向きだったのかは分からない。しかしながら、断層の形成過程においては、南東側が沈下したか、北西側が隆起したかは明らかである。ネス湖の湖底は海面より低いため、前者の動きが優勢であったことは明らかである。もし地震を引き起こした変位が、単に最初の一連の動きの継続であったとしたら、そしてこれは、控えめに言っても、非常にありそうな見方だが、その場合、断層の南東側の岩盤が、5 マイルから 6 マイルの距離、深さ約 1 マイルかそれ以下のところで、おそらくどの部分も数分の 1 インチを超えない距離にわたって突然下方に陥没したと想像できる。

図66は、主地震を引き起こした変位を大まかに表そうとしたものだ。この図は正確さを主張するものではなく、[256]垂直方向のスケールは水平方向のそれよりもはるかに大きく、おそらく十万倍にも及ぶ。直線は地震前に断層に隣接する南東側の岩盤表面に引かれた直線を表し、曲線は地震後に同じ直線が形作られたものと考えられる。

インヴァネス地震の原因となったとされる断層の変位を示す図。
図66.—インヴァネス地震の原因となったとされる断層の変位を示す図。リストへ

この大きな滑りの影響は、明らかに中心領域Aの応力を緩和し、BとCで示される部分では応力を急激に増大させることでしょう。したがって、特にこれらの部分で将来の滑りが発生すると予想されます。それぞれの滑りは当然余震を引き起こし、同様に、中心Aから離れた側ではあるものの、それぞれの末端領域における応力の増大をもたらします。

余震とその原因。
余震の総数を推定することは困難です。注意深い観測者の記録のみに基づいて作成されたリストには、46回の地震と10回の地鳴りが含まれており、最後の地震は11月21日に発生しました。しかし、このリストは明らかに不完全です。例えば、[257]9月18日午前3時56分から午前9時の間。一方、同じ時間帯にドッガロッホのある観測者は18回もの小さな揺れを感じたと報告しており、アルドゥリー近郊の別の観測者は10月23日までの揺れの回数を約70回と推定している。総回数はおそらく100回を下回ることはなかっただろう。

インヴァネス地震の余震の震源地の地図。
図67.—インヴァネス地震の余震の震源地地図。（デイヴィソン）リストへ

大部分の地震は確かにごく軽微で、別の時期であればほとんど注目されなかったでしょう。しかし、他のものよりはるかに重要な地震が 3 つありました。これらは、9 月 18 日の午前 3 時 56 分と午前9 時、および 9 月 30 日の午前3 時 39 分に発生 しました。3 つの等震線はすべて細長い楕円形で、その長軸は断層に平行であり、その中心は断層線の南東側にあります。したがって、これらの地震は断層に沿った数マイルにわたる滑りによって生じたことは明らかです。現在、私たちが関心を持っているのは、それらの震源の位置です。これらは図 67 の B、C、D と書かれた点で示されており、A とマークされた点は主な地震の中心を示し、実線は断層の経路を示しています。

こうして2時間半以内に、大きなずれに続いて、主震源の南西端付近のBを中心とするずれが続いた。約5時間後、活動の場は突如として北東端のCを中心とする領域に移った。どちらのずれも断層面の長さが数マイルに及ぶ部分に影響を与えたため、変位範囲はわずかに北東方向、そしてかなり南西方向に拡大したと考えられる。その後12日間、午前3時39分まで、わずかな動きしか見られなかった。 [258]9 月 30 日には、D を中心とする別の長い滑りがさらに南西方向に発生し、この方向への変位の範囲と量が再び拡大しました。

さて、より弱い余震と地殻変動について見てみると、それらは主に断層の三つの地域に影響を与えていることがわかります。一つはドッガロック付近、もう一つはインヴァネス付近、そして三つ目はアルドゥリーとドラムナドロヒトの間です。最後の二つの地域での地滑りの影響は、以前と同様に、北東方向に短距離（おそらく半マイル）と、ネス湖の真下南西方向に少なくとも6マイル（約9.5キロメートル）にわたって広がっています。

主震源の両側における余震の不均等な分布（図67A）は、[259]非常に顕著です。44の地震と地響きの震源地の位置は、多かれ少なかれ正確に特定できますが、そのうち10のみが主要中心の北東に位置し、34は南西に位置し、後者の6～7はネス湖の真下にあります。

これらの小さな地震について述べる前に、もう一つ言及しておきたい点があります。より強い地震に関しては、震源の深さが着実に減少していました。これは、震源が断層線に向かって徐々に近づいていることからも明らかです。3つの主要な余震における震源からの距離は、それぞれ1.7マイル、1.0マイル、0.5マイルでした。そして、最近の地震の一つ（10月13日午後4時24分、東経160度、図67）では、震源からの距離はわずか10分の1マイルです。この地震の震源は、確かにドッガロック付近の地表にかなり近かったに違いありません。震源の深さが着実に減少していることは、大きなずれの後に、上向きだけでなく横向きにも急激な応力の増加が続いたことを示しており、このずれが断層崖や亀裂といった目に見える痕跡を地表に残さなかった理由を説明しています。

共鳴地震。
記録された56回の余震のうち、少なくとも6回は、大断層の南東約13～14マイルに位置するフィンドホーン渓谷のダラロッシーやその他の場所でのみ感じられたり、聞こえたりしたことは注目に値する。これらの余震が大断層と無関係であったことは確かである。なぜなら、そのうち2回は非常に強力であり、もし関連していたとすれば、ドラムナドロヒトと[260]インヴァネス。これらの余震は、フィンドホーン渓谷に沿って走る断層のずれによるものと考えられています。[68]そして、9月18日のインヴァネス近郊での大規模な変位により、周囲数マイルにわたる岩石内の応力が突然増加し、それがダラロッシーとその付近で前述の地滑りを引き起こすのに十分であった。

結論。
一見すると、1891年の東日本大震災と1901年のインヴァネス地震ほど似通った地震はそうそうあるものではない。中部地方の水田では、既に見たように、何リーグにもわたって道路の端が廃墟に覆われ、断層のずれは地表まで伸び、40マイル、あるいは70マイルにも及ぶ崖となって姿を現し、土地は圧縮され境界が変わり、丘陵は地滑りによって削り取られ、かつては山の尾根に隠れていた場所が今では互いに見通せるようになり、わずか2年余りの間に発生した余震の総数は3000回を超えた。一方、余震の空間分布を検証すると、断層のどの部分もずれを免れなかったものの、特に3つの地域に偏っていたことがわかる。1つは最も重要な中央部で、主震が最も強かった地域とは一致しない。もう1つは断層の両端を取り囲む地域である。と[261]時間の経過とともに、余震は全体的に弱まり、発生頻度も減少し、震源の平均深度も徐々に浅くなっていった。さらに、断層から45マイルと55マイル離れた2つの地域では、地震発生後の1ヶ月間の余震の発生頻度が、通常の10倍と16倍にまで急増した。

これほどまでに類似した性質を持ちながら、その規模には大きな違いがあるというのは興味深い。両島の構造を形作る力の同一性は明白である。日本では、造山運動の力が激しく作用し、目に見えて明らかな影響を生み出しているのがわかる。スコットランドでは、過去の地質時代に何が起こったにせよ、地表構造の変化は今やほぼ無限にゆっくりと進行しており、ネス湖が海に向かって目に見える形で前進するには数百年、あるいは数千年かかるに違いない。

参考文献
1.デイヴィソン、C. — 1896年12月17日のヘレフォード地震。（バーミンガム、1899年）

2. ——「1901年9月18日のインヴァネス地震とその付随地震」Quart. Journ. Geol. Soc.、第55巻、1902年、377-397頁。

脚注:
[61]ヘレフォード地震の研究は 1,943 地点からの 2,902 件の記録に基づいており、インヴァネス地震の研究は 381 地点からの 710 件の記録に基づいています。

[62]1896 年のヘレフォード地震の被害地域は、おそらく 19 世紀のイギリスの他のどの地震よりも広かったと思われます。1892 年のペンブローク地震の被害地域は 56,000 平方マイル以上、1893 年のペンブローク地震の被害地域は約 63,600 平方マイル、一方、1884 年のエセックス地震 (中規模地震地域でのはるかに強い震動) の被害地域は約 50,000 平方マイルと推定されています。

[63]2 つの外側の等震線がほぼ円形なのは、このように遠くまで伝播する振動が、比較的小さな震源の中心領域から始まるためである。

[64]上記の記述は、撹乱地域の各部分における大多数の観察者の証言を要約したものです。他の類似事例と同様に、この場合も観察結果に矛盾が生じることは避けられませんが、明らかに最大限の注意を払って行われた観察においては、矛盾が最も少ないことに注目すべきです。

[65]ただし、ヨークシャー州の場合は、3 つのライディングが別々の郡としてみなされます。

[66]1903年3月24日のダービー地震もまた、双子地震であった。二つの震源の中心は、アシュボーンとワークスワース付近に位置し、北東33度と南西33度に走る線に沿って、8～9マイル以上離れていた。二つの震源は、低い等震線の中央を横切り、その長軸に対して直角方向に走る幅約5マイルの直線状の帯に沿って合体した。等震線もこの帯の方向に伸びている。この場合、二つの震源における衝撃は、同時に発生したに違いない。（Quart. Journ. Geo. Soc.、第6巻、1904年、215～232ページ）

[67]もし 2 つの衝撃の焦点が分離していたら、2 つの部分の間の間隔が非常に小さいため、ヘレフォード地震で観測されたような衝撃の性質の変化があったはずです。

[68]インヴァネスシャーのこの地域は地質調査所によってまだ測量されていないが、ダラロッシーから谷を 11 マイルほど下ったところにあるドライサチャン ロッジ近くのフィンドホーン渓谷に断層が存在することがわかっている。

[262]
第9章目次
1897 年 6 月 12 日のインド地震。

1897年6月12日、イギリスの広大な従属地域の大部分を襲った地震は、イギリスの震災とは大きく異なっていました。この地震は、たとえ匹敵するものがないわけではないとしても、記録に残る中で間違いなく最も壊滅的で、最も広く感じられた地震の一つです。カルカッタでは建物への甚大な被害から、この地震がマグニチュード1級であったことは一目瞭然でした。インド地質調査所の職員は速やかに調査に着手しました。カルカッタ本部にいた4人の職員は、被害が最も大きかった地域に派遣され、手紙や回覧文書は可能な限り広く配布され、多数の観測者に余震の記録に協力するよう働きかけられました。その後、1897年から1898年にかけての寒冷期には、調査所の監督官の一人であるR・D・オールダム氏が震源地を視察しました。さらに、彼自身と他の人々が収集した膨大な観察結果を論じるという、はるかに困難な課題が課せられました。彼が作成した貴重な報告書は、少なくとも一大テーマに値すると言えるでしょう。大森教授もまた、日本政府のために数ヶ月間地震の調査を行いましたが、その報告書は、[263]この本は彼自身の言語で書かれているが、残念ながら西洋の地震学者にとっては未だ封印された本のままである。

インド地震の等震線。
図68.—インド地震の等震線（オールダム）リストへ

[264]
等震線と擾乱地域。
地震の被害地域を示す図68で、オールダム氏は2系列の曲線を描いている。震度の詳細な記録がないため（被害地域の一部では震度記録が得られず、他の地域でも十分な数の記録を得るのは困難だったと思われる）、オールダム氏は点線で、地震波が均質な媒体を伝播した場合に想定される等震線群を表している。最初の等震線には、シロンやゴールパラなど、レンガ造りや石造りの建物がほぼ全域で破壊された場所がすべて含まれる。2番目には、ダージリンのように、建物への被害が全域で、しばしば深刻なものとなった場所が含まれる。3番目には、カルカッタのように、レンガ造りの建物のすべて、またはほぼすべてに被害を与えるほどの地震が起きた場所が含まれる。4番目の等震線の範囲内では、家具や固定されていない物が揺れるほどの揺れはあったが、軽微な被害しか与えなかった。5番目では、概ね揺れが感じられた。そして、これを超えて6等震度までは、地震は静止していた少数の敏感な人々によってのみ感知された。オールドハム氏は、東と南東への曲線の近似は部分的には現実のものであり、不完全な情報によるものではないと考えている。

連続した曲線は、実際の震度の変化をより正確に表しています。最も内側の曲線Aは、震源域の推定境界を示しており、長さ約200マイル、面積6000平方マイル以上です。これについては後ほど詳しく説明します。次の曲線は、[265]曲線Bは、レンガ造りの家屋に深刻な被害が頻繁に発生した地域を囲んでいます。この不規則な曲線は、この国の地質構造と密接に関係しており、既にいくつかの例を挙げたように、地震は岩盤の上に建てられた家屋よりも沖積地の上に建てられた家屋に大きな被害を与えるという事実に起因しています。この曲線に含まれる面積は145,000平方マイル以上であり、報告が得られなかった地域を含めると、約160,000平方マイルに達するはずです。

曲線Cは、これまで知られている限りの被災地域の境界を示している。その約3分の1は情報が得られなかった地域にあり、残りの3分の1は無知で文盲の部族が居住している。しかし、それにもかかわらず、少なくとも120万平方マイルの地域で地震の揺れが感じられたことが分かっている。西側のアフマダーバード近郊の孤立地域、海が陸地になっていたとすれば揺れを感じたであろうベンガル湾の一部、そして報告はないものの揺れが確かに感じられたチベットや中国西部の大部分を含めると、この推定値は、たとえ大きくても約175万平方マイルにまで引き上げられるだろう。[69]

上記のような数字は、ほとんど何も伝えない。[266]対象地域の広大さを想像するのは難しいだろう。私たちがより馴染みのある国々に当てはめると、被害を受けた地域はヨーロッパの面積の半分弱に過ぎないと言えるだろう。石造建築に深刻な被害が生じた地域は、イギリス全体の2倍以上の広さだった。また、震源地の中心がバーミンガムであったとすれば、ヨークとエクセターの間にあるレンガ造りや石造りの建物はほぼ全て倒壊していただろう。

ショックの性質。
近年最大の地震の前兆は、ごくわずかで軽微なものだった。6月初旬、シロンでは敏感な人々が微かな揺れを感じた。同じ場所にいた他の人々は、地震が始まる前に10秒から15秒間、ゴロゴロという音を聞いた。シルチャールでは、人間が動きを感知する前に、鳥が木から突然飛び立つのが目撃された。こうしたほとんど感知できない前兆を除けば、地震は地域全体に突然発生した。

「5時15分に、まるで雷鳴のような深い轟音が南か南西から聞こえ始めた」とシロンのある観測者は書いている。「轟音は地震の約2秒前に鳴り響き、地震は最初の2、3秒の間にほぼ同時に最大の激しさに達した。地面が激しく揺れ始め、数秒後にはまっすぐに立つことができなくなり、私は道路に急に座り込まざるを得なくなった。地震はかなり長く続き、最初から最後までほぼ同じ激しさを保っていた。それは非常にはっきりとした [267]船酔いのような感覚…地面が前後に激しく揺さぶられているかのような感じで、3回目か4回目の揺さぶりは、中間の揺さぶりよりも大きくなっていました。地面は、柔らかいゼリーでできているかのように、あらゆる方向に目に見えて振動し、道路に沿ってすぐに長い亀裂が現れました…道路のあちこちに、高さ約2フィートの低い土手があり、これらはすべて完全に平らに揺れていました。見えていた校舎は最初の衝撃で揺れ始め、大きな漆喰の板が壁から一度に落ちました。数瞬後、建物全体が平らに倒れ、壁が崩れ、波形鉄板の屋根が地面に曲がって倒れていました。地震の終わりには、シロンのすべての家屋の上に、石膏と塵でできたピンク色の雲がかかっていた。…地震の終わりに私が感じたのは、地震の継続時間は確実に 1 分未満で、南から北へと移動したということだ。…被害全体が地震の最初の 10 秒から 15 秒で完了したと述べられていることから、地震の激しさが想像できるだろう。

継続時間に関する他の推定値は、概して上記よりも長く、トゥラ、ドゥブリー、シルチャール、カルカッタなどの場所では3分から5分、あるいはそれ以上と幅があります。場合によっては、直後に発生した微動が大地震の一部に含まれていた可能性もありますが、中心部では、地震の平均継続時間は3～4分程度と大差なかったと考えられます。

この地域では、地震の動きは最も複雑で、方向の変化が頻繁に見られました。例えばシルチャールでは、地震は[268]北から南へのうねりのような動きで、吊り橋が揺れているような感じでした。そして、波立つ海に翻弄される船のような動き、あるいは大波が横切るような動きで終わりました。大波の方向がどうであれ、北から南へは向かっていなかったことは確かです。この動きの垂直成分はかなりのものだったに違いありません。シロンでは、道路に散らばっていた石が「太鼓の上の豆のように」空中に投げ上げられたからです。しかし、これは水平方向の動きに比べればさらに顕著ではありませんでした。水平方向の動きは少なくとも8～9インチの範囲に及び、人々はまるでテリア犬に揺さぶられているような感覚を覚えました。これらの振動の周期は約1秒と推定されました。

中心部を離れるにつれて、波の周期は長くなり、遠くでは衝撃はもはや短い揺れではなく、穏やかな揺れとなり、一部の人々に吐き気を催すほどでした。カルカッタでは、波動は規則的で、巨大な船の横揺れに似ており、周期は1秒から2秒でした。バラソルでは、かなり荒れた海に浮かぶ船の甲板で感じられるような、長い横揺れでした。そして、さらに南へ、擾乱地域の限界まで、同様の波動が観測されましたが、その強さは徐々に弱まり、通常は穏やかな海に浮かぶ船のゆったりとした揺れに例えられました。

可視地球波 —地表における可視波の観測例はすでにいくつか挙げられている。1886年のチャールストン地震（110ページ）の際にはチャールストンで、また東日本大震災の際には赤坂をはじめとする震源域で観測された。[269]1891年の地震（186ページ）でも同様です。しかし、インド地震ではこれらの表面波が通常よりも顕著に現れました。実際、地震発生時に立っているのが困難だったのは、これらの表面波の通過によるものと思われます。

シロンでは、前述の（266ページ）観察者によると、地面があらゆる方向に振動し、まるで柔らかいゼリーでできているようだったという。別の観察者はそれを「嵐に翻弄される海の様相を呈していたが、その波動は海で見られるものよりもはるかに速かった」と表現している。マイマンシン近郊では、まるで海岸のうねりのように地波が近づいてくる様子が観察され、それが通り過ぎる際には、観察者は立っているのも困難だった。ナルバリでは、波が通過する間、田んぼの稲が時折上下するのを見ることができた。マンガルダイ近郊のアッサム渓谷では、「波が反対方向からやってきて、大きな塊となってぶつかり合い、そして後退する。波が後退するたびに地面がわずかに開き、波がぶつかるたびに水と砂が約45cmほどの高さまで舞い上がる」のが観察された。ミドナプルに至るまで地面は「明らかに波立っていた」し、アラハバードでは南南西から北北東にかけて地面を横切る一連の波が観測された。

いずれにせよ、このような波の規模を判断するのは明らかに困難です。震源地では、平均して長さ約9メートル、高さ約30センチだったとオールダム氏は考えていますが、中にはそれより短くて高い波もあったかもしれません。これらの波の動きは比較的緩やかだったに違いありません。なぜなら、その進行は容易に予測できたからです。[270]目で追う; 確かに、ある目撃者が述べているように、彼らの速度は「人間が歩くよりは明らかに速かったが、走るほど速くはなかった」。

波動の要素。
ナポリ地震の研究において、マレットは地震による様々な物体の変位、投影、あるいは転覆から、振動の振幅と最大速度を大まかに決定できることを示した。震源地に地震計が設置されていなかったオールダム氏も、ほぼ同様の方法を用いた。彼の結果は当然ながら近似値に過ぎないが、それでもなお非常に価値があり興味深い結論に至った。

チェラプンジの墓地の墓のセクション。
図69.—チェラプンジの墓地の墓の一部。 (オールダム。 )リストへ

振幅。振幅の最も正確な測定値は、震源地の南端付近に位置するチェラプンジの墓地で得られた。そこには、長軸を南北に向けて、互いに近接して建つ長方形の石積み墓が2つあった（図69）。墓の内側は部分的に破壊されていた。「外側はほぼ無傷だが、墓は完全に地面に沈み込んでおり、東西の両側には、垂直な側面を持つ窪みがある。」[271]墓の外面と平行に、滑らかで平らな底があり、その上を墓の土台が滑っている。…西側の窪みの縁には、草が縁までそのまま生えており、縁に沿って石灰と漆喰の小さな破片が散らばっていることから、元々は墓の縁と接していたことがわかる。現在では、墓の縁は18インチ（約45cm）ほど離れている。東側の窪みの縁は持ち上がっており、草と土は墓の圧力によって押し上げられている。この窪みの幅は10インチ（約25cm）である。

地盤が動いている間、墓は慣性により比較的静止しており、窪みは墓に対して地盤が前後に動くことで形成された。東側の動きは明らかに何らかの形で阻止されており、したがって、変位幅は10インチ（約25cm）未満ではあり得ない。最大18インチ（約45cm）に達した可能性もあり、オールダム氏の見解では、おそらくこれら2つの値の平均、すなわち14インチ（約30cm）であったと思われる。この場合、振幅は約7インチ（約18cm）となり、この墓地は高い砂岩の崖の端に位置しているため、この地域の他の地域の平均振幅を上回る可能性がある。

震源地内のトゥラでは、木造家屋が柱の上で滑ったことで、少なくとも10インチの範囲の揺れが生じた。地震から6ヶ月後、オールダム氏はカーシ丘陵に散らばる大きな岩の脇に、幅4～5インチの空き地を頻繁に発見し、「シロンとグワハティの西側全域、丘陵地帯まで、そしておそらくは広大な地域にわたって」と推測している。[272]また、平野では、波の振幅はどこでも3インチ未満ではなく、多くの場所では6インチを超えていました。」

最大速度— 最大速度の最も信頼できる測定法は、物体の投射から得られるものです。オールダム氏は、最も注目に値するものとして次の事例を挙げています。ゴールパラでは、墓の上にあったオベリスクが折れて横に投げ出され、最大速度は毎秒11フィート以上となりました。ガウハティでは、小さな門柱の笠木が撃ち落とされ、柱の中心から4フィート4インチ離れた場所に落下しました。この場合、最大速度は毎秒8フィートを超えていたに違いありません。最高速度は毎秒16フィート以上となり、ランブライでは、小さな一枚岩の集団が地面から打ち出され、そのうちの1つは6フィート半も吹き飛ばされました。最後に、シルチャールでは、木製の柱の角から弾丸が投射され、これが地震計のような役割を果たし、最大速度は毎秒少なくとも1フィート半と推定されました。

最大加速度。 ―28本の倒れた柱から、ウェスト教授の公式（184ページ、脚注）を用いて最大水平加速度が推定された。同じ場所で得られた測定値には多少のばらつきが見られるが、オールダム氏はゴールパラで毎秒14フィート、グーハティ、シロン、シレットで毎秒12フィート、チェラプンジで毎秒10フィート、ドゥブリーで毎秒9フィート、シルチャールで毎秒4フィートを妥当な平均値とみなしている。

加速度の鉛直成分については、最も大まかな数値推定さえ不可能である。しかし、シロン、グワハティ、そして[273]実際、震源地全体で石が上方に投げ出されており、これは垂直方向の成分が重力のそれ、すなわち毎秒 32 フィートよりも大きかったことを証明しています。

前述の場所では地震の激しさは凄まじかったが、震源地の一部ではさらに激しかったに違いない。ガロ丘陵のジルマでは、人々が身動きが取れなくなるほどの揺れだったようだ。また、後述の断層付近では、森林の木々が真っ二つに折れた。幸いにも、オールダム氏が指摘するように、これらの地域には地震の威力の全てを体感し、破壊に至った町や人口密集地はなかった。

上記の測定における異常性。もし地盤の運動が単振動の法則に従うならば、4つの要素（周期、振幅、最大速度、最大加速度）のうち2つで他の要素を決定できるはずである（4ページ）。ガウハティで得られた値、すなわち最大速度が毎秒8フィート、最大加速度が毎秒12フィートであることに通常の公式を適用すると、振幅は5フィート、周期は4秒となり、明らかに許容できない値となる。あるいは、最大垂直成分を毎秒32フィートとすると、対応する値は2フィート1.5秒となり、振幅の値は依然として大きすぎる。また、ランブライでは、最大速度が毎秒16フィートを超えることがわかった。他の要素は不明であるが、振幅が1フィートであれば、オルダム氏は最大加速度が毎秒256フィートになることを示している。 [274]または、振幅を不可能な 2 フィートの値で取ると、最大加速度は毎秒 128 フィートになります。

したがって、ランブレーやその他の地域で見られる高速度の原因は、初期の擾乱によって引き起こされた弾性波によるものの一部に過ぎない。残りの部分は、震源域における地殻の物理的な変位に起因するものでなければならない。この変位は、震源域の断層崖やその他の歪みによって十分に裏付けられている。

音響現象。
震源地では、地震に伴う音が異常に大きく、特に目立った。シロンでは、30ヤード以内の家屋の倒壊音は、地震の轟音に完全にかき消された。

その音は一般に遠雷、列車や荷馬車の通過音などに例えられたが、どのような種類のものであれ、常に可聴範囲の下限に近い低い音、つまり連続したゴロゴロという音、あるいはガタガタという音を意味し、通常は徐々に大きくなり、やがて小さくなる。音の深さによって、様々な観察者の証言には矛盾が見られた。音域に十分位置するカルカッタでは、ゴロゴロという音を聞いたと主張する人もいれば、建物や家具の倒壊による音だけだと断言する人もいた。また、衝撃の前に大きな轟音が聞こえたことに気づいた人もいれば、何の音もなかったと確信する人もいた。[275]地震が激しくなるまでは、いかなる音も聞こえませんでした。

擾乱地域の場合と同様に、音が聞こえた地域の境界を特定することは不可能です。また、震源地と同様に、東よりも西の方で観測されたようです。疑わしい記録を除けば、音は震源地から西と南西に330マイル、東に290マイルの範囲で聞こえました。つまり、震源地の広さを考慮すると、東西に少なくとも800マイルの範囲で知覚されたはずです。

地球波の速度。
速度の推定精度を高めるには、激しい地震から得られるのか、それとも中程度の震度を持つ地震から得られるのかは、やや疑問である。前者の場合、地震の観測距離が広いため、時刻測定における誤差の影響は軽減されるが、この利点は、地震の継続時間が長く、すべての観測者が同じ位相の地震動を観測したかどうかという不確実性によって、ある程度相殺される。また、インド地震の場合、国全体で採用されている標準時の多様性と震源地の規模にも、更なる誤差要因が存在する。

オールダム氏が収集した多数の時刻記録のうち、最も優れたものは、少数の自動記録機器、忙しい電信局、大規模な鉄道駅、場合によっては個人から取得されたものです。[276]まず、すべての記録は厳格な選別プロセスにかけられました。様々な理由から多数の記録が除外され、記録者の職業上の事情、あるいは記録の正確性を確保するために彼が払った配慮により、内部的に正確さを裏付ける証拠が認められた記録のみが残されました。選別における無意識の偏見を防ぐため、このプロセスは距離の計算前、さらには震源地の位置が判明する前でさえ実施されました。

この領域の境界は、図68の実線Aで示されています。その最大長は東西約200マイルであるため、まず最初に、その内部に等価中心を定める必要があります。この特別な目的においては、この中心は地球波の出発点とみなすことができます。この点が領域の中心と一致すると仮定するのがより自然な方法かもしれません。しかし、初期の運動がその領域に広がった速度は地球波の速度とほとんど変わらないと思われ、また、すべての観測点が西向きにあるため、オールダム氏は、領域の西側境界付近（北緯25度45分、東経90度15分）の点が等価中心の位置に十分正確に近似していると考えています。

正確な時刻観測が行われた最も近い地点はカルカッタで、想定される中心から255.5マイル離れています。1つは記録式潮位計で急激な水位上昇によって示され、他の2つは中央電信局、ターミナル鉄道駅、そして関心のある観測者による2回の注意深い測定から得られました。それらは午後4時27分0秒から午後4時28分37秒まで変化し、いずれも30秒程度の誤差が生じる可能性があります。算術的な時刻は[277]衝撃の開始の平均は 4 時間 27 分 49 秒であり、これは状況が許す限り最も正確な推定値であると考えられます。[70]

ボンベイは擾乱地域の外側に位置し、等価中心から1208.3マイル離れています。そのため、ボンベイへの到着時刻は、気圧計と3台の磁力計の記録に頼るしかありません。水平力計は他のものより2分半早く作動しましたが、これは明らかに先行する地震によるものです。気圧計と垂直力計の時刻差はわずか1分で、両者の平均をとることで得られる4時間35分43秒が最も正確であると思われます。これはおそらく1分以内の精度です。

そこで、カルカッタとボンベイの間の時間間隔が 30 秒以上の誤差がないと仮定すると、その間の速度は 2.8 ～ 3.2 キロメートル / 秒の間になるはずで、その値はおそらく 3 キロメートル / 秒、つまり 2 マイル / 秒になります。

残りの記録は、これらの都市で得られた記録よりも価値が低く、2つのグループに分けられます。1つは、カルカッタとダージリンの間を南北に走る線、またはその両側100マイル以内にある複数の観測所から成り、もう1つは、北インドをほぼ西方向に横断する長い一連の観測所です。ビルマの観測所で行われた観測は、残念ながらマドラス山脈の遅延によって生じた誤差の影響を受けていました。[278]線に沿って頻繁に繰り返すことで時間を知らせます。

インド地震の時間曲線。
図70.—インド地震の時間曲線。（オールダム）リストへ

これらの記録は個別には速度を決定するのに十分正確ではありませんが、図70の時間曲線を作成するために総合的に使用することができます。この図では、水平線に沿って等価中心からの距離（数百マイル単位）が、垂直線に沿って発生時刻（午後4時を過ぎた分単位）が示されています。小さな円はカルカッタとボンベイでの観測値を、点は原点のほぼ西に位置する地点での観測値を、十字は南または北西に位置する地点での観測値を表しています。連続した曲線は一連の点を平均的に通過しており、おそらく異なる地点における衝撃波の到達時刻の真の曲線とそれほど変わらないでしょう。この曲線は、最初は凹状で、その後は上向きに凸状になっていることがわかります。これは、連続する等距離を通過するのに必要な時間が最初は増加し、その後減少したことを示しています。したがって、この曲線が事実を正確に表しているのであれば、表面速度は [279]中心から外側に向かって継続的に減少し、約 280 マイルの距離で最小となり、その後増加しました。

しかしながら、曲線の直線からのずれはごくわずかであるため、この結論にはあまり確信を持てません。カルカッタとボンベイに対応する点を直線（図70に点線で引いたもの）で結んでも、どの部分も実線から30秒以上の距離でずれることはありません。実際、ごく少数の矛盾する記録を除外し、5分の倍数の時刻にあまり重みを付けなければ、直線は曲線と同様に平均値をほぼ正確に表します。そして、これがより妥当な解釈であることは、次節で述べる無感地震の観測結果から明らかになります。したがって、地震波は地表に沿ってほぼ一定の速度で毎秒3キロメートル、つまり毎分約120マイルで伝播したと結論付けることができます。オールダム氏はこの結果は5%以内の精度で受け入れられると考えています。

図70の2つの時間曲線を右に引いて時間目盛りと交わると、午後4時26分付近で交差することが分かる。これは、震源域で地震が感じられた時刻とほぼ一致する。これは、パルバティプルとクチ・ビハールで約4時25分、シリグリで4時26分、シロンとゴールパラで4時27分という観測時刻とほぼ一致しており、誤差は15分の1分以内、30分の1分以内である可能性が高い。したがって、最初の感知可能な波が地表に到達した時刻は、[280]マドラス時間では午後 4 時 25 分 45 秒から午後 4 時 26 分 30 秒まで、グリニッジ標準時間では午前 11 時 4 分 45 秒から午前 11 時 5 分 30 秒までの間です。

感じられなかった地震。
地震の際に地面を揺さぶる様々な振動のうち、一部だけが組み合わさって初めて知覚できる衝撃となる。振幅が小さいため知覚できないものもあれば、動きが遅いため知覚できないものもある。後者の種類の振動に関する興味深い観察が、被害地域にちょうど位置するミドナプール近郊の技師によって行われた。地震発生時、技師は鉄道の土手で水準器を測っていた。そして、まさに測定しようとしたその時、水準器の気泡が振動しているのに気づいた。5秒から10秒後に揺れが始まり、3分から4分続いたように見えた。しかし、揺れが止まったように見えてから5分以上経っても、水準器は地面が揺れ続けていることを示していた。

また、ビルマでは、タガウンの東19マイル、被災地の境界に近い場所で、長さ約300ヤードの浅い水槽の水が側面に打ち寄せる様子が目撃されました。当初は象が水浴びをしている様子だと考えられていました。衝撃は感じられませんでしたが、同時に木々が揺れていたことから、この現象は地震によるものであることがわかりました。

しかし、震源地の遥か彼方では、この地震は、ここ数年遠距離の地震の記録に用いられてきた多くの精密機器によって記録された。これらの機器の中でも特に重要なものとしては、長尺の鉛直振り子、水平振り子、水平振り子などがある。[281]様々な形の振り子と磁力計。垂直振り子、そして一部の水平振り子、特にイタリアの天文台で使用されている振り子は、搭載する質量が重く、地面の動きは軽くバランスをとったレバーによって増幅され、先端は時計仕掛けで駆動される燻製紙の帯に記録される。その他の水平振り子と磁力計では、記録方法は写真式である。機械式記録に必要な紙は安価であるため、高速（毎分0.5インチ以上）で記録することができ、得られる図は明瞭で詳細なものとなる。イタリアの装置は、他の装置よりも初期の小さな振動に敏感に反応する。一方、写真式記録に用いられる装置は、後期のうねりによって激しく乱され、光点が印画紙に何の痕跡も残らないことがある。したがって、より興味深い記録が得られるのはイタリアの天文台からである。ローマ近郊のロッカ・ディ・パーパにある水平振り子によって得られた曲線の 1 つが図 71 に再現されています。一方、エディンバラの二本振り子の曲線 (図 72) は、写真登録方法によって得られた曲線の良い例です。[71]

南はイスキア島やカターニアから北はパヴィアまで、イタリア全土で、様々な楽器が次々と音を書き始めた。[282]中心から外側へ向かって伝わる、感じられない地震波の動きを記録した記録。イタリアが通過した後、この記録はポツダム、ヴィルヘルムスハーフェン、パウロフスク（サンクトペテルブルク近郊）、コペンハーゲン、ユトレヒト、サンモール公園（パリ近郊）の磁力計、ストラスブールとシーデ（ワイト島）の水平振り子、そしてエディンバラの二本線振り子によって記録された。シーデは擾乱の中心から4,891マイル離れているが、後述するように、この動きはこれよりもさらに遠い距離でも追跡できた。

ロッカ・ディ・パパにおけるインド地震の地震記録。
図71.—ロッカ・ディ・パパにおけるインド地震の地震記録。 (カンカニ。 )リストへ

より完全な記録、特にイタリアの装置による記録において、オールダム氏は三つの運動段階を区別している。第一段階は、地面の急速かつほぼ水平方向の動きである。イタリアでは、午前11時17分頃、すなわち震源地での地震発生から約12分半後に始まる（図71、a）。この動きは途切れることなく、さらに約8分半の間隔をおいて第二段階が始まる。振動は前の段階と似ているが、[283]それらはより大きく、より開けており、地表の明らかな傾斜を伴います（図71、b）。そして、さらに約20分が経過すると、第二段階は中断することなく第三段階に移行します（図71、c）。[72]ミルン教授はこれを海のうねりによる動きに的確に例え、はっきりとした緩やかな起伏から構成されています。このうねりがヨーロッパを横断する間、地表は長さ34マイル、最大高さ20インチの一連の平坦な波に巻き込まれ、各波の周期は22秒でした。この位相は3つの位相の中で群を抜いて長く、より感度の高い機器では、その軌跡が動きの兆候を示さなくなるまで2、3時間かかりました。

エディンバラにおけるインド地震の地震記録。
図72.—エディンバラにおけるインド地震の地震記録。(ヒース)リストへ

さまざまな天文台の距離を知る[284]震源からの距離と、各段階の到達時間から、それらの伝播速度をある程度推定することができます。初期の微動が直線的に移動した場合、第一段階の平均速度は毎秒9.0キロメートル、第二段階は毎秒5.3キロメートルとなります。しかし、地球の体表を曲線的に移動した場合、平均速度はこれらの値を超えていたはずです。第三段階の最初のうねりについては、直線的に移動した場合の速度は毎秒2.9キロメートル、地表に限定された場合の速度は毎秒3.0キロメートルとなります。

オルダム氏はインド地震の記録において初めて第二段階の存在に気づいたが、その後も他の地震の記録でこの現象を発見している。オルダム氏は、多くの地震学者と同様に、第一段階は地球を伝播する弾性圧縮波、すなわち縦波に対応すると考えている。そして第二段階は、弾性歪み波、すなわち横波に対応すると考えている。横波は地球を伝播する弾性歪み波、すなわち横波と同じ方向に伝播し、粒子が波の伝播方向に対して直角に移動するため、地表がわずかに傾くとしている。両段階の波は地球を直線ではなく曲線に沿って伝播し、その曲線は地表に向かって凹面を呈し、波の速度は地表下の深さに応じて増加すると考えられる。

一方、第3段階の最初のうねりの表面速度は、震源からの距離に関係なくほぼ一定であり、インド地震の場合、それは震源内の速度で得られた値とほぼ一致する。[285]擾乱地域からボンベイまで、広範囲に及ぶ。したがって、第三段階は地球表面に沿って移動する起伏で構成されているという結論に反論することは難しい。この起伏は二次元方向にのみ発散するため、他の二段階の振動よりもはるかにゆっくりと減衰する。

こうして、これらの表面のうねりが震源地からどんどん広がる円を描きながら外側へ加速し、地球の4分の1周を過ぎると反対側の地球に向かって収束し始めると想像できる。ここでうねりは交差し、再び円形の波として広がり、その過程で、最初に記録されたのと同じ観測所を、ただし逆の順序で再び通過する。この興味深い結論が検証されるのは、現代で最も激しい地震が起きた場合に限られている。2回目の横断の痕跡はかすかだがはっきりと残っている。エディンバラでは 午後2時6分、シーデではほぼ同時刻、リボルノでは2時10分、カターニアでは2時12分35秒に発生し、イスキアでは午後2時から3時の間に数回の動きがある。ローマ近郊のロッカ・ディ・パーパでは時刻は若干早いが、うねりは最初の横断のときと同様に、完全な周期は約20秒である。波が移動した距離は 5,000 マイル未満ではなく 20,000 マイル以上ですが、移動した平均速度は最初とほぼ同じで、秒速 2.95 キロメートルです。

地割れ、砂の噴出孔など
地割れ。地震の地表的な影響の中で、これほど重要な位置を占めるものはない。[286]沖積平野に生じる亀裂よりも顕著である。それらの亀裂は、他の既知の地震のいずれよりも著しく多く発生していただけでなく、異常に広い範囲に及んでいた。必要な条件が整っている場所ではどこでも、等震線1（図68）を境に東西約400マイル、南北約300マイルの範囲で多数の亀裂が発生した。また、数は少ないものの、東北東および南西方向にほぼ600マイルの範囲に及んでいた。河川や貯水池の近くでは、横方向の支持がないため、当然のことながら、それらの亀裂はより頻繁に発生し、通常は堤防の縁に平行で、長さは数百ヤード、幅は数インチから4～5フィートまで様々であった。

このような場所に亀裂が生じるのは、激しい地震のたびに、そしてイギリス諸島を襲う比較的穏やかな地震の一部でさえも同様です（247ページ参照）。しかし、インド地震によって明らかになった興味深い点は、亀裂が水路や掘削地点から離れた場所でも発生し、道路や堤防と平行に、あるいはその両側に沿って走っていることが多いことです。また、亀裂が互いに平行に並ぶ傾向が顕著に見られた場合、その形成は目に見える表面波の通過と関連している可能性があります。既に引用した記述（247ページ）では、これらの波は反対方向から到来し、合流後に分離する際に地面がわずかに開いたと述べられています。

丘の麓の沖積層の変位。
図73.—丘の麓の沖積層の変位。（オールダム）リストへ

カシ丘陵とガロ丘陵（図75参照）では、平野の沖積土が丘陵の麓まで達するところでは、別の形の亀裂が見られる。[287]図73に示すように、この地形は常に目立っていました。その接合部の近くには、aで示すように、1～5フィートの急な落ち込みがあり、垂直面は断層のように見えますが、丘の曲がりくねった地形に沿っているため、断層とは区別されています。次に、幅10～20フィートの窪地bがあり、その外側には低く丸い尾根cが以前の水位よりも高くなっており、dの先で手つかずの平野に流れ込んでいます。オールダム氏が1898年3月にこの地域を訪れたとき、原住民は水田を水没させており、窪地に水が集まり尾根が孤立していることで、前述の地形がはっきりと描写されていました。

これらの特異性の説明は、明らかにオールダム氏による説明と一致している。繰り返し圧縮波が通過する間、丘陵と平野が互いに押し合うことで尾根cの沖積土が堆積し、一方、逆方向の動きによって沖積土が丘陵斜面から剥がれ落ち、崖aと窪地bが残った。

沖積層の変位。その他にも多くの顕著な圧縮の証拠が観察された。元々直線上に設置されていた電信柱は、時には10フィートから15フィートも変位し、時には隣接する河川との明らかなつながりがないことも見られた。アッサム・ベンガル鉄道のある区間では、ほぼ半マイルにわたって、土取場や樹木を含む盛土全体が[288]両側の土砂は、隣接する地盤からねじれた形跡もなく横方向に移動しており、最大で6.35フィート（約1.8メートル）に達した。この移動は近隣で唯一の川筋と平行に起こったため、オールダム氏は表土が下にある柔らかい河床の上を滑り落ちたためだとしている。また、北ベンガル、下アッサム、マイマンシンの広い地域では、均一に水が行き渡るよう注意深く整地されていた水田が、緩やかな起伏を生じ、その頂上が窪地より2～3フィート（約60～90センチ）高いこともあった。橋脚もまた、川に平行に、あるいは川に向かって移動しており、移動が基礎の深さまで及んだことを示している。

鉄道線路の座屈はしばしば激しく、広範囲に及んだ。チャールストン地震では、このような屈曲部が発生するたびに、他の箇所でも同様の伸長が見られた（113ページ）。しかし、1892年のバルチスタン地震では、隣接する魚眼レンズ状の接合部がしっかりと固定された。[73]一方のケースでは、単に局所的な圧縮が生じたに過ぎず、他方のケースでは地殻の恒久的な変位が生じた。インド軍の戦線の歪みは前者に属すると思われる。もちろん、修復は概ね速やかに行われたが、この点に関して得られたあらゆる情報は、戦線の崩壊を引き起こした圧縮は、概ね約300ヤードの距離で、補償的な膨張を伴っていたことを示している。

砂噴出孔。地震直後、地中の亀裂から大量の水と砂が噴出した。ドゥブリーでは「無数の水が噴き出し、[289]噴水が水面を揺らめくように、高さは18インチから3.5フィート、あるいは4フィートまで様々でした。これが起こった場所ではどこでも、その後、中央に窪みのある円形の砂地が見られました。これらの円形は直径2フィートから6フィート、8フィートまで様々で、国中で見られました。場所によっては、複数の円形が非常に接近していることもあれば、数ヤード離れていることもありました。マイマンシン近郊でも、直径4フィート以下の円形の円形が52個と、ほぼ同じ数で、長さ100ヤード、幅約20フィートの範囲に存在していたようです。

砂と水は、かなりの勢いで噴出孔から噴出しました。一部の観測者は噴出高さを約3.7メートルと推定しましたが、これはおそらく飛沫によるものでしょう。しかしながら、砂と水は地表まで押し上げられただけでなく、地表から6メートルから10メートルの高さまで、流れのように連続して噴出したことは明らかです。多くの地域では、木の幹や石炭や化石樹脂の塊が水とともに打ち上げられ、中には1、2例、重さ500グラムほどの硬い岩の小石が打ち上げられた例もありました。

砂の噴出孔の起源は、地表からそれほど遠くない場所に水を含む層が存在することにある。地震動に顕著な鉛直成分があった中央部では、地震発生時にこの層は上下の層の間で圧縮され、その結果生じた圧力は、地震によって形成された亀裂を通して水と砂を地表まで押し上げるのに十分なものであった。亀裂によって切り裂かれた上層が徐々に下層の流砂に沈降することで、この過程は地震が過ぎ去った後もしばらく続いた。そして、圧力が[290]ようやく安心したので、水の一部が吸い戻され、クレーター状の窪みができました。

河床の上昇等 ―広範囲にわたって、河道、貯水池、井戸等が埋め立てられました。これは、一部は砂の噴出によるものですが、橋脚の中央部分が押し上げられたことからもわかるように、掘削床の隆起が主な要因でした。ガロ丘陵とブラマプトラ川の間に広がる低地には、深さ15～20フィートの水路が数多く存在し、その河床は河岸と同程度まで押し上げられました。一方、両側の河川付近では、その代償として地盤沈下が起こりました。このように、地震の一般的な傾向として、地表の凹凸が消失し、その後河川の水位が上昇すると、その地域は広範囲にわたって浸水しました。

これらの延期された洪水に加え、地震直後には多くの河川で水位が2フィートから10フィート急上昇し、その後2、3日かけて徐々に元の状態まで低下しました。例えばグワハティでは、地震発生から約45分後には水位が6月12日の朝よりも7フィート7インチ（約2.3メートル）上昇していましたが、 6月13日午前7時には5フィート8インチ（約1.8メートル）まで低下し、その後2日間の同時刻にはそれぞれ2フィート7インチ（約6メートル）と6インチ（約2.8メートル）まで低下しました。これは、2日半の経過後に水位がほぼ元の状態に戻ったことを示しています。

大規模河川のほとんどにおいて、水位上昇は、前述のように河床の局所的な隆起によって形成された部分的なダムの形成によるものでした。ダムは緩い砂で構成されていたため、徐々に削り取られ、その砂は河床に敷き詰められ、水位は一定に保たれました。[291]地震前の水準よりわずかに高い水準となった。

土砂崩れ。
地滑りの分布を見ると、その形成は地震の激しさだけでなく、その地域の状況にもほぼ同程度に左右されていることがわかる。後者の影響は、地滑りが中心部の特定の地域に限定されていることに表れている。北カチャール丘陵の東側では、地滑りはほとんど見られなかったが、コヒマに至るまで、丘陵の斜面に亀裂や地滑りの兆候が見られた。シレット渓谷とダージリンの西側の線が地滑り発生地域の南西の境界線を形成しており、東西の長さは少なくとも300マイルに及んだ。

しかしながら、この地域では、地元の条件がその優位性を主張しました。より重要なものとしては、丘陵の構成、弱い結合力を持つ内側の境界面を持つ厚い表土または岩石層の存在、丘陵の傾斜、そして麓から頂上までの高さが挙げられます。したがって、震源地は主にブラマプトラ渓谷の南に位置していましたが (図 75)、東西の地滑りの範囲は、南のガロ丘陵やカシ丘陵よりも北側のヒマラヤ山脈で広範囲に及んでいました。多くの場所で、ヒマラヤ渓谷の急斜面は常に危機的な静止状態にあり、インド地震の影響は、ブラマプトラ渓谷の北側全域、テズプルの東側に至るまで、山脈全体に地滑りの傷跡を残すほどでした。

ガロ丘陵とカシ丘陵の南端では、地滑りが異常に多かった。「[292]オールダム氏はこう語る。「シレットの丘陵地帯の南面は、驚くほど美しい景観を呈していた。普段は山頂から麓まで森に覆われているシレット西部の平原に面した高い砂岩の丘陵は、今では裸地となり、白い砂岩が太陽の光に輝いていた。その光景は東西約32キロメートルにわたって途切れることなく続いていた。」チェラプンジでも、深い谷は深く刻まれており、遠くから見ると、手つかずの丘陵よりも土砂崩れの跡が多いように見えた。

しかし、おそらく、東西に約 4 マイル、幅 1.5 マイルの円形劇場を形成し、バルパクラーム丘陵とプンデングル丘陵の南に位置するマハデオの小さな谷ほど、地滑りが最も顕著に発生した場所は他にないでしょう。 「ここでは」とオールダム氏は述べている。「あらゆる条件が重なり、土砂崩れが発生しやすかった。丘は柔らかい砂岩でできており、斜面は急峻で高く、左右に狭かったため、全体として実際に振動していたことは間違いない。また、断崖の縁付近では波の粒子の運動範囲は20センチ以上もあった。その結果…筆舌に尽くしがたい荒廃の様相を呈している。谷に面した丘陵は至る所で頂上から麓まで剥ぎ取られ、石炭層と頁岩の切れ端が崖の凹凸の間を、コロラドの峡谷を思わせるほど鮮明に走り抜けているのが見られた。谷底には瓦礫と倒木が山積みになっており、かつての小川は消滅し、小川はかつての水路よりも何フィートも高く隆起したであろう砂地の上を流れているのが見えた。」

[293]ここで検討対象とした地域の砂岩地帯では、地滑りはいくつかの重要な二次的影響を及ぼしました。ガロ丘陵とカシ丘陵の南端に沿って、広大な扇状地が平野に広がり、かつて森林に守られていた丘陵斜面が露出したことで、将来の侵食が起こりやすい余地が残されました。このように、あらゆる規模の河川が数平方マイルもの土地を荒廃させました。丘陵地帯では、河川が運び去れる量を超える量の砂が流され、至る所で河床が隆起しました。「通常、洪水時には激しい急流となるこれらの河床は、岩だらけの急流で区切られた深い淵が連続して形成されています。1897年の雨の後、これらの淵は大量の砂の堆積によって埋め立てられ、急流は消滅し、河川は広く浅い流れとなって流れていました。」

いくつかの谷は、短期間、土砂崩れによって通行不能となりました。ガロ丘陵の北麓にある谷の一つでは、土砂崩れが排水路を横切って浅い池を形成しましたが、1898年1月末まで砂で埋め戻されませんでした。北部カシ丘陵のシンヤ近郊では、異常に大きな土砂崩れが障壁を形成し、その残骸は川床から200フィート以上もの高さに残っています。この背後では、1897年9月初旬に障壁が決壊し、洪水が谷を流れ落ちるまで、水は大きな湖に溜まっていました。

柱等の回転
チャタクの記念碑のねじれ。
図74.—チャタックの記念碑のねじれ。（オールダム）リストへ

建物に損害を与えるほどの強い地震の奇妙な影響として、柱や記念碑などが折れ、上部が地面から回転してしまうことがある。[294]倒壊することなく、より低い位置にまで下がった。ヘレフォードとその周辺の村々でも、1896年の地震でいくつかの尖塔や煙突がねじれた。1755年から知られていたこの現象の興味深い点は、[74]は主に歴史的な問題である。なぜなら、その原因を解明しようとする試みこそが、マレットの地震の力学に関する見解の起源であったからである。また、満足のいく説明を見つけることの難しさ、あるいはむしろ、特定の事例において3つか4つの可能な説明のうちどれが真であるかを判断することの難しさにも一部起因している。

インド地震は、多数の観測例と回転した物体の多様性という点で、この現象を研究する絶好の機会となった。中でも、図74に輪郭線で示されている、ねじれたジョージ・イングリスの記念碑ほど印象的なものはないだろう。この記念碑が建つチャタックは、震源地の南端に近い。この記念碑はオベリスク型で、12フィート四方の台座の上に、幅広の平らなレンガやタイルで建てられており、元々は高さ60フィート以上あった。地震によって4つの部分に分裂した。[295]上部の2つ、長さ約6フィートと9フィートの部分が倒壊しました。高さ22フィートの3つ目の部分は依然として立っていますが、動かない下部に対して30度の角度でねじれています。この2つの部分のうち、上部は下部に対して明らかに揺れ動いており、角や縁は裂けており、破片の下には、本体と結合されていなかった厚さ約15インチの石材片が、上部への圧力によって剥がれ落ちていました。図74の下部には、まだ残っている部分の平面図が示されています。

この現象には少なくとも3つの説明が考えられます。1846年にマレットが示した最初の説明によれば、ねじれた部分とその基部との接着状態は均一ではなく、その結果生じる運動抵抗は波の動きと同じ垂直面上にはありません。[75]数年後、マレットは別の説明を提示した。彼は、地震によって物体が片方の端に傾き、まだ揺れている間に、最初の地震に対して斜めの二度目の地震が、その端を軸に物体をねじ曲げるのではないかと考えた。[76] 1880年にT.グレイ教授は、柱が一角で傾き、その後同じ衝撃の振動によってその角を中心にねじれた可能性があると示唆した。[77]

オールダム氏は、これらの理論のどれも、インド地震の中心地域で観測された現象を単独では完全に説明することはできないと主張し、それゆえ、1882年に初めて提案された2番目の理論の拡張を支持している。[78]は独立して、より大きな[296]詳細は彼自身による。焦点がかなりの大きさになると、焦点の異なる部分からの振動の到達により、隣接する場所での衝撃の方向は常に変化する。したがって、マレットの2番目の説明で必要とされる2つの別々の衝撃の代わりに、私たちは頻繁に方向を変える、密接に連続する多数の衝撃を生じ、南ヨーロッパで渦状衝撃として知られる現象を引き起こす。また、柱が1つの中心のみを中心として1回回転するのではなく、複数の異なる中心を中心とする一連の小さな回転が生じる。その結果、同じ回転が1回の操作で達成された場合に生じるであろう重心の変位ははるかに小さくなる。

この理論は、柱が倒れることなくねじれること、そして柱の揺れによって端が割れることを説明するものであることが分かる。この理論は、どの地域でも、同じような位置にある複数の物体が概して同じ方向にねじれる理由も説明する。さらに、低い柱は、形と位置が似ている高い柱よりも速く揺れ動くため、後から異なる方向から衝撃が加わった瞬間に、2本の柱が偶然に反対側の端で傾き、反対方向にねじれる可能性がある。したがって、インド地震の際にいくつかの場所で発生したように、ある物体が一方向に回転する一方で、大きさ以外はすべて似ている別の物体が反対方向にねじれるという状況も起こり得る。

余震。
余震の頻度。—大地震の後、数日間は余震が頻繁に発生し、[297]地震の頻度は高く、その広範囲にわたる分布は詳細な調査を困難にした。最初の24時間で、震源地のあらゆる地点で数百回の揺れが感じられた。実際、数日間は地面が実際には静止していなかったと言っても過言ではない。次節で述べる大きな断層の一つが横切るボルドワール茶園では、テーブルの上のコップの水面が丸一週間、絶えず揺れ続けた。また、トゥラでは最初の3、4日間、吊り下げられたランプが絶えず揺れていた。

もちろん、これらの揺れのほとんどはごく軽微なものでしたが、中にはより強い揺れや、かなり激しい揺れも散見されました。6月13日、地震発生から約8時間後に発生した揺れは、アラハバードを越えて、つまり震源地から520マイル以上も離れた場所で感じられました。また、同日、255マイル離れたカルカッタでも揺れが感じられました。6月14日、22日、29日、そして8月2日と10月9日にも、カルカッタで揺れが観測されましたが、10月9日以降は、揺れの影響を受けなかった地域はそれほど遠くまで及ばなくなりました。

余震の総数を推定することは、たとえ一つの観測所であっても不可能です。当初は、シロン、マイマンシン、ドゥブリーなど、孤立した場所で記録が残されていました。その後、7月15日以降、オールダム氏の尽力により、記録は年末までに増加しましたが、その後、このテーマへの関心は薄れていきました。オールダム氏のカタログは1898年で終了していますが、1897年7月にシロンに設置された粗雑な地震計の記録は現在まで残っています。

全ての非楽器的レジスターは不完全であるが、[298]それでも、余震の頻度についてある程度の手がかりとなる。例えば、6月末までに、ランマハル（北グワハティ州）で679回、マイマンシンで135回、クチ・ビハール州で89回、カウニアで83回（6月12日のものは除く）の地震が記録された。また、8月1日から15日までの間には、ゴールパラで182回、ダランギリで151回、トゥラで124回、ビジニで105回、ラキープールで94回、クリシュナイで94回、ドゥブリーで48回、ランプールで28回、クチ・ビハール州で12回の地震が感じられた。一方、ボルペタでは8月最初の9日間で113回の地震が報告された。より長期間の記録に目を向けると、マオフラン（シロン近郊）では1897年9月12日から1898年10月7日までの間に1人の観測者が1,194回の地震を感じたことがわかる。近隣のマイラン観測所では1897年9月7日から1898年12月31日までの間に1,065回、ガロ丘陵のトゥラでは1897年7月21日から1898年12月31日までの間に1,145回の地震を感じた。1897年8月から1901年末までにシロンの地震計に記録された地震の総数は1,274回に上り、これらはすべて観測者を眠りから覚ますほど強かったと思われる。震源地以外では、オールダム氏のリストには、6 月 12 日から 7 月 15 日までの 88 回の地震、7 月 16 日から 12 月 31 日 (余震が最も注意深く観測された期間) までの約 950 回、および 1898 年の 296 回の地震が含まれています。

余震の地理的分布。―異なる場所で発生した余震のリストを比較しようとすると、記録の不完全さと発生時刻のおおよその特定という2つの大きな困難に直面する。しかし、これらの欠陥をすべて考慮に入れると、記録のほとんどが、[299]いずれかの観測所で感じられた揺れは、隣接する観測所でも感知可能であった。言い換えれば、揺れは非常に広い範囲に散らばった多数の震源で発生したということである。

例えば、最も注意深く保管されている余震の記録のうち 2 つは、マオフラン (シロン近郊) と、そこからわずか 11 マイル北西にあるマイランで作成されたものです。さて、1897 年 9 月 12 日から 9 月 28 日 (両日を含む) の間に、マオフランで 92 回、マイランで 83 回の地震が感じられました。前者のうち 37 回は強、45 回は弱、10 回は微弱と記録されています。後者のうち、6 回は強、9 回は弱、65 回は微弱、3 回は非常に微弱と記録されています。しかし、総数のうち、両方の場所で記録された時刻が 15 分以内であったのは 20 回だけで、そのうち 13 回は強と記録されており、両方の場所で 1 回、マイランで 1 回、残りの 11 回はマオフランでのみ発生しています。これらのケースのように、地震が頻繁に発生する場合、たとえすべてが独立していたとしても、いくつかは発生時刻がほぼ一致するのは避けられません。したがって、両方の場所で感じられた地震は 8 回に 1 回だけ、おそらく 12 回に 1 回だけだったと考えられます。

記録の明らかな不完全さと、おそらく記録者が採用した基準のばらつきのため、異なる場所で指定された期間内に感じられた実際の地震の数は、おそらく比較することが難しいでしょう。しかし、特に北グアハティ、シロン、そして近隣のトゥラ、ダランギリ、ゴールパラ、ビジニ、ボルペタ、カウニア、ランプールといった地域では、他の地域よりも余震が多かったことはほぼ間違いないでしょう。一方、ドゥブリと北西部の地域では、余震は異常に少なかったようです。[300]ボルペタで頻繁に見られなくなるずっと前から、グワハティでは稀な存在となっていた。ガロ丘陵とカシ丘陵の南側の平原でも、同様に稀で、シレットとソナムガンジの8月1日から15日までの記録を合わせるとわずか20回しか発生しておらず、これらの地域の東西を問わず、より頻繁に発生している兆候は見られない。

余震の音響現象。 — 余震の多くは音を伴い、あるいは音の振動のみで構成されていた。オールドハム氏は、そのような音が丘陵の岩場と沖積平野の両方で同様に頻繁に発生し、ボルペタ平野の下で発生したほとんどすべての地震には、はっきりと聞こえる地鳴りが伴っていたことに気付いた。

1897年から1898年の冬、震源地を視察したオールダム氏は、これらの地響きを何度も観察する機会に恵まれました。彼によれば、地響きは可聴域の下限に近く、音というよりはゴロゴロという音で、遠雷によく似ていました。しかし、時には、荒れた舗装道路を荷馬車が高速で走行した際に発生するような、短い音が次々と連続して鳴ることもありました。「一般的に、地鳴りはほとんど聞こえないほど低いゴロゴロという音から始まり、徐々に音量を増していきましたが、音量は大きく異なり、5秒から50秒程度続いた後、徐々に小さくなっていきました。音の持続時間と音量の間に何らかの関連があるとは言えず、最も長く続いたものの中には、決して大きくならないものもあり、より短い持続時間のものは、2～3マイル離れたところでは普通の雷鳴と同じくらいの大きさでした。」

オールドハム氏は興味深い事実を記録している。[301]地響きの分布との関連が明らかになった。サミンの南約 5 マイルにあるガロ丘陵のナパクでは、1898 年 1 月 21 日から 23 日にかけての 23 時間で、48 回の明瞭な地鳴りが聞こえたが、そのうち知覚できる揺れを伴ったのはわずか 7 回だけだった。次に訪れたサミンでは、地鳴りの頻度はずっと少なく、1 日に 8 回から 10 回に満たず、そのほとんどが微動を伴っていた。北東数マイルのダムラでは、再び地鳴りが頻繁になったが、チェドラン渓谷ではほとんど聞こえず、そのうち知覚できる揺れを伴わないものはごくわずかだった。次の節では、震源地域で知られている最も顕著な断層崖がサミンの近くを通り、チェドラン渓谷に沿っていることが分かる。したがって、この記述にはさらなる確認が必要かもしれないが、地響きは地表まで亀裂が伸びている場所よりも、地表が単に曲がっている場所のほうがよく聞こえたようだ。

震源地における構造変化。
さて、インド地震を他のほぼすべての地震とは一線を画す小さなクラスに分類する重要な特徴について見ていきましょう。ほとんどの地震は、完全に深発的な動きによって発生します。もし十分に強い場合は、地滑りを引き起こしたり、河川付近の沖積土に亀裂が生じたりする可能性があります。ナポリ地震、アンダルシア地震、チャールストン地震では、震源域内でこのような地震の影響が数多く見られました。しかし、これら3つの地震において生じた擾乱は表面的なものであり、構造変化や消滅しない亀裂は発生しませんでした。[302]急速に下方へと下降する動きは、どの場所でも感じられました。リヴィエラ地震では、地震波は海底の小さな変位を示していますが、インド地震を引き起こした造山運動に匹敵する動きは、日本平野中央部の長い断層崖にのみ見られます。

これらの歪みがその成長に寄与した震源地の境界は、図 68 の曲線 A で示され、拡大図では図 75 の実線 A で示されています。この地域の大部分は、地元ではさまざまな名前で知られる丘陵群で占められていますが、便宜上、アッサム山脈という総称に含められています。丘陵の陰影による混乱を避けるため、図 75 の地図では山脈の境界のみ (破線) を示しています。ガロ丘陵は山脈の西部を、カシ丘陵とジャインティア丘陵は中央部と西部を形成しています。これらは主に結晶質の片麻岩と花崗岩、一部の変成片岩と石英岩で構成され、南端に沿ってさまざまな厚さの白亜紀と第三紀の岩石があります。

この山脈の歴史は三つの段階に分けられます。最初期には、古い地表が雨や河川によって削り取られ、それ以上の変化を生み出せなくなっていました。この地表の痕跡は、この山脈の台地性に今も見ることができます。その後、山脈は均一にではなく、一連の断層に沿って隆起し、現在では複数の山脈が連なり、各山脈の斜面は断層崖となっており、その頂上は隣接する台地の縁から傾斜しています。[303]山頂に到達した。この高度上昇とともに、第三段階、そして最後の段階が始まった。渓流は再び活動できるようになり、山脈からは深い峡谷が削り取られ、一部では本来の姿はほぼ消え去った。しかし、他の地域ではその特徴が保たれている。[304]もちろん、最終的な標高が比較的最近に上がったことを示す証拠です。

インド地震の震源地。
図75.—インド地震の震源地（オールダム）リストへ

震源地の広大さと、その大部分を覆う森林の濃密さのため、オールダム氏は1897年から1898年の冬に視察を行い、比較的狭い範囲しか踏破できませんでした。より重要な構造変化の位置は図75に示されています。これらのうち、断層崖は実線で、ボルドワール断層は点線で、断層運動に起因しない池や湖は黒の楕円で、丘陵の景観の変化は円で、改訂三角測量の主要な測点は十字で示されています。

断層崖— 最も重要な断層崖は、オールドハム氏がその流路の大部分とほぼ一致する川にちなんでチェドラング断層と名付けたものです。図75の長い直線はその位置と大まかな方向を表し、図76の概略図はその南半分の平面図を示しています。これらから、断層は概ね南南東から北北西にかけてほぼ直線状に12マイル以上伸びており、図76の右側の数字で示されるように、その傾斜は非常に変化に富んでおり、場所によってはゼロのところもあれば、35フィート以上になるところもあります。傾斜は断層の東側で一様に見られます。

図76に示すように、断層の南端では地表に目立った傾斜は見られないが、丘陵の裂け目や小木の折れた跡など、様々な激しい断層運動の痕跡が見られる。この地点から約400メートルほどの地点で断層は支流を横切り、そこでの傾斜は2フィートに達する。[305]同じ距離を進むとチェドラン川に合流し、その短い流れの中で川床を何度も横切ります。

チェドラン断層の平面図。
図76.—チェドラング断層の平面図。（オールダム）リストへ

オールダム氏は、1898 年 2 月に自ら観察した断層について詳細に説明しています。ここでは、そのより重要な特徴と、その地域の表流排水への影響について言及するだけで十分でしょう。図 76 のaで示した地点で、川は断層の西側、つまり下流側を半マイル近く流れた後、崖にぶつかり、上流で約 4 分の 1 マイルにわたって崖によってせき止められます。次の半マイルは、川は断層の上流側を流れ続けますが、その崖が西からの支流をブロックして、いくつかの小さな池を形成しています。これらの最後の池では、総落差は 25 フィート以上になります。少し進むと、断層はチェドラン川を横切り、bで滝を引き起こします。滝の高さは、剥がれた破片の落下により、9 フィートを超えません。断層は、現在では乾いている川床に沿って走り、川自体は下流の窪地を流れている。[306]側にあります。滝から約 400 メートル下流で、断層が川を横切り、すぐに約 0.5 マイルの長さ、幅 300 ～ 400 ヤード、最大深 18 フィートの水面がcで流れ込みます。最初、プールは断層の両側に広がっていますが、崖による不均一性が測深によって証明されています。断層がプールを離れる地点で、その飛距離はゼロになり、ちょうどここで水深が最大になります。北に向かうにつれて飛距離は急速に増加し、400 メートルで 25 フィートになります。しかし、このプールの特徴は、上記の他のプールのように断層崖によってせき止められていないことです。川が流れ出る北端には、断層の徐々に増加する飛距離によって形成された障壁以外には障壁はありません。この水たまりは、断層の上流側の地盤に起伏が生じ、川底の自然な傾斜が逆転したために形成されたものです。水たまりに今も残る枯れ木や竹林の数から、その起源が比較的最近であることが分かります。

断層がプールを離れてから1マイルの間、その落差は大きく変化する。すでに述べたように、落差は0フィートから25フィートまで上昇する。少し進むと、断層は尾根の側面を駆け上がり、落差は31フィートに増加する。この部分では、衝撃の激しさは直径20フィートにも及ぶ花崗岩の塊の崩落や、多くの樹木の倒壊によって明らかになった。尾根を越えた後、断層は川底付近に戻り、川床を4回横切る。崖が下流側か上流側にあるかによって、プール（e、g）または滝（d、f）を形成する。その後、断層の落差はわずか半マイル強で大きく変化する。[307]断層の上下動は 1 マイルあたり 18 フィートから 0 フィート、さらに 20 フィートまで変化し、そのうねりによって断層の上流側にのみ大きなプール ( h ) が形成されました。

地図にiで示した地点で、川は再び断層を横切りますが、谷底は沖積層で覆われており、滝の代わりに、川の下流に広大な砂地が広がっています。しかし、川の東側には崖が容易に追跡でき、その傾斜は32フィートと測定されています。この後、沖積層はかなり厚くなり、断層の続きは短い斜面で示され、森林地帯を横切る際に木々の上に傾きます。チェドランの谷を離れると、断層は開けた平野を横切り、ジラ近郊までやや困難を伴いながら進みます。そこでは、厚い沖積層のおかげで、表面は緩やかなうねりまたは起伏を形成し、ジラの北東でクリシュナイ川の主流を横切ります。この障壁の西側には、長さ1.5マイル、幅0.25マイル、深さ12フィートの大きな水面が、ジラ村の上空に集まっていました。「ジラ湖の東側には、水位の変化を示す十分な証拠があります」とオールダム氏は言います。「乾燥した土地の一部はかつて…常に水面下にあり、一箇所には古い灌漑用水路の跡が見られます…湖の北端では、排水はかつてサラノキの森に覆われた高地の上を、広く浅い水面となって流れ出ています。」

これはチェドラング断層による最後の顕著な地形です。ジラの北を過ぎると、流速は急速に減少し、おそらくその村の北にある低い丘陵に達する前に完全に消滅するでしょう。

[308]この断層崖は、1891年の日本の地震で形成されたものとはいくつかの点で異なっています。その経路全体にわたって、下降は、それが認識できる場所では常に西方向であり、水平方向の移動の痕跡はどこにも検出されませんでした。また、断層が岩を横切る際の面は、実質的に垂直でした。

この崖が断層の東側の岩盤の隆起によって形成されたのか、西側の岩盤の陥没によって形成されたのか、あるいはその両方の動きによって形成されたのか、決定的な証拠はない。しかし、最初の説が真実であると信じるに足る十分な理由がある。図76のcとhにある大きな水たまりを生み出した地面の起伏は、断層の東側で発生している。また、ジラ湖の出口からクリシュナイ川が元の水路に再び合流する地点の間では、川床は岩盤ではなく沖積土でできているにもかかわらず、川の勾配は渓流の勾配に近づいている。ところで、この地域の沖積平野は海面よりわずかに隆起しているため、窪地が水浸しにならなければ、現在の勾配を引き起こすほどの大きな地盤沈下は起こらなかったであろう。断層の西側で何らかの動きがあったとしても、東側の岩盤の隆起が断層崖の唯一の原因ではないにしても、主な原因であったことは明らかであると思われる。

チェドラン断層については既にかなり詳しく説明されているので、残りの部分については簡単に触れるだけで十分でしょう。他に知られている重要な断崖は、チェドラン断層の南約 10 マイルのところにあり、サミン村のそばを走っており、平均経路は南東 30 度から北西 30 度です。[309]全長は2.5マイル（約4.8キロメートル）を超えない。傾斜は均一に北向きで、中央付近では10フィート（約3メートル）に達するが、両端では徐々に減少し、ゼロとなる。断層崖に沿って、小川がせき止められて複数の池が形成されている。

ボルドワール断層。震源地の地図（図75）では、この顕著な断層は点線の直線で表されている。これは明らかに断層の初期段階である。約7マイルにわたって追跡可能であるものの、垂直方向または水平方向の変位を示す決定的な証拠はどこにも見当たらない。仮に地盤高の変動を示す疑わしい兆候がいくつかあったとしても、その変位量は間違いなく1フィート未満である。しかし、断層のすぐ近くでは、地震の激しさは極めて激しかった。「木々は倒れたり、立っていたまま枯れたりした。丘の頂上付近から崩れ落ちた巨大な岩塊が斜面を転がり落ち、丘の側面に傷跡を残した。反対側でも同程度の大きさの岩塊が崩れ落ち、その落下経路によって丘をまっすぐに下る道ができた。また、山頂では断層線に沿って木々が倒れ、隙間ができた。」岩盤が裂けた箇所の幅はわずか数インチしかなく、その経路の多くの部分では亀裂を追跡するのは困難でした。しかし、森林に覆われた土地では、その軌跡は「幅約半マイルの明確な帯状の地形で示されており、その帯状の地形では、両側よりもはるかに多くの木が倒れており、この帯状の地形の中央付近では倒れた木の数が多いだけでなく、直径6インチにも及ぶ小さな木の多くが、激しい衝撃によって折れてしまっている」ことが分かりました。

[310]断層運動に起因しない湖沼と水たまり。チェドラン断層とサミン断層、そしてボルドワール断層の南数マイルの地点に、湖沼または水たまりの群が存在します。震源域の地図（図75）では、小さな黒い楕円で示されています。両端から徐々に深くなる様子は、チェドラン断層沿いの2つの大きな水面（図76のcとh）に似ていますが、チェドラン断層とは直接的な断層とのつながりがない点で異なります。

これらのプールの一つは、サミン断層の南、ロンサム川の谷間にあります。一見すると、どこにでもあるような普通のプールにしか見えませんでした。しかし、底、そして出口近くには、川の下流にあるものと全く同じ、粗く部分的に丸みを帯びた巨石が転がっています。そして、以前の川床を遡っていくと、これらの巨石は砂と泥のわずかな堆積物で覆われるようになり、明らかに形成環境の変化を示しています。水は徐々に深くなり、水中に立っている木々に出会うまでになりましたが、最近根が水没したため枯れていました。プールの長さは約4分の1マイルで、最大深度（12フィート）は中央付近、かつての川の平均水深が約1フィートだった場所を、ダランギリからの道が横切っていた場所で発生します。上流に向かって水深は徐々に浅くなり、反対側で深くなるのと同じくらい緩やかに浅くなり、上流の流れによって運ばれた巨石のデルタ地帯で終わる。このプールの周辺には断層は見られなかったことから、このプールは川底の湾曲によって形成されたことが明らかである。川の勾配を考慮すると、最大の水位差は24フィート以上となる。

[311]調査された他の池にも同様の特徴が見られ、上記のものよりも小さいものもあれば、大きいものもある。ロンサム渓谷の上流に位置する池の一つは、長さ約1.5マイル、最大深度18フィートである。同じ種類の池だが規模は小さいものが、ボルドワールの裂け目から南に約15マイルのカシ丘陵地帯で確認されている。また、オールダム氏が訪問できなかった中間地域にも、おそらく多くの池が見つかっていたと思われる。

丘陵の様相の変化。さらに、広範囲にわたる標高の変化を示唆する、非常に興味深い事実が他にもあります。それらの変化が認められた場所は、図75に小さな円で示されています。例えば、シロン近郊のマオフランからは、隣の駅であるマイランへ続く道路があります。地震以前は、この道路は約3マイル先の尾根を迂回しており、以前の場所から見えるのはほんのわずかな区間だけでした。現在ははるかに長い区間が見えるようになり、以前は見えなかった次の尾根を迂回しているのも見えます。この地域では、余震とともに地滑りが続いたようです。地震前には、西に約1.5マイルの尾根の頂上しか見えませんでしたが、地震後にはかなりの部分が見え、地震直後よりも数か月後にははるかに多くの部分が見えました。

また、チェドラン断層の南端近くの地点からは、以前は途中にある丘の向こうにブラマプトラ川がかろうじて見える程度でしたが、今では川幅全体が見えるようになりました。

最後に、マオフランの西95マイルにあるトゥラでは、憲兵大隊が別の放送局であるロウマリにヘリオグラフで信号を送ることに慣れていた。[312]さらに西へ15マイル。以前は、この二つの地点の間の丘をかすめる光線を頼りに測ることができたが、今ではかなり簡単に測れるようになり、さらに同じ場所からブラマプトラ川の東側の広大な平原も見渡せるようになった。

三角測量の改訂。前頁で述べた移動は、もちろん点自体が変位している可能性があり、震源地とその周辺地域の一部を対象とした三角測量の改訂によってのみ、その絶対的な大きさを決定することができた。1897年から1898年にかけての寒冷期に、三角測量隊員がいくつかの三角形を再測量したが、時間が限られていたため、震源地の東部に限定された。当時の震源地はカシ丘陵の下にあると想定されていたためである。これらの観測点のいくつかの位置は図75に十字で示されており、図77にはより重要な三角形が示されている。改訂作業では、沖積層の上に建てられたレンガ造りの塔からなるすべての塔観測点は省略された。これは、表層の変位の影響を受けていないとは考えられないためである。

辺の長さを再計算する際に、ランサノボ＝タラムン・ティラの辺が初期の底辺として採用され、ランサノボの高さが初期の高度として採用された。しかし、後の経験から、この選択は誤りであったことが判明した。タラムン・ティラは震源地のすぐ外側にあり、ランサノボは震源地のすぐ内側にあると考えられるからである。新旧の長さを比較した16辺のうち、明らかに変化がなかったのは1辺だけで、2辺は1～2インチ短くなっていた。 [313]その他の観測点はすべて1フィートから8フィート、あるいは9フィートまで延長され、図77の両側に付された数字は計算された増加量（フィート）を示している。新しい基準線が地震の揺れによって変化しないと仮定すると、これらの変化は主要観測点の以下の変位を意味する。タンジナスは北に6フィート、ムンは4フィート、ライデラは2フィート。モペンは北西に5フィート、ディンヘイは9フィート、ランダウ・モドは12フィート、ウムターは11フィート。モシンギは3フィート、 [314]マウテリカンは西に5フィート移動した。同時に、ほとんどの観測点の標高はランサノボの標高を基準にして上昇していることが判明した。ムンは2フィート、タンジナートとウムターは3フィート、モシンギは4フィート、タラムン・ティラとライデラは6フィート、ディンヘイは7フィート、ランダウ・モドは17フィート、マウテリカンは24フィート上昇した。一方、モペンの標高は4フィート低下したようだ。したがって、一見すると、これらの計算は「地下の巨大な溶融物質の膨張による地表の隆起に伴って生じるような、丘陵の全体的な隆起と膨張」を示しているように見える。

カシ丘陵の再三角測量。
図77.—カシ丘陵の再三角測量。（オールダム）リストへ

残念ながら、オールダム氏が示すように、これらの結果には全く異なる、より妥当な解釈が可能である。なぜなら、新たな基準線の両端となる二つの観測点の選択によって、計算された変化は全て不確実となるからである。少なくとも一方の観測点は、震源域内の構造変動によって変位した可能性がある。さらに、二つの観測点を結ぶ線はほぼ南北に走っている。この方向への圧縮が予想されるため、この線は短縮された可能性が高い。したがって、その長さが不変であったと仮定すると、他のすべての辺は見かけ上拡大したと解釈される。

計算された変化は、この説明をかなり裏付けているように思われる。モペン駅、ランサノボ駅、タンジナート駅を結ぶ線路はほぼ東西に走り、それぞれ4.9フィートと3.4フィート延長されている。一方、これらの駅とモシンギ駅およびムン駅を結ぶ北側の4つの線路のうち、2つはほぼ変化がなく、残りの2つは2.3フィートと3.2フィート延長されている。ここでも、モシンギ・ムン線は4.4フィート延長されると推定されている。[315]これらの観測点を次の北側のグループと結ぶ4つの辺は、それぞれ1.2フィート、2.6フィート、0.3フィート、2.4フィートと、わずかに増加している。したがって、これらの北側の辺で発生するはずだった見かけ上の膨張は、おそらく子午線方向における領域全体の圧縮によって軽減されるか、あるいはほぼ相殺されていると考えられる。

同様の理由から、繰り返しの計算で示された丘陵地帯のわずかな隆起も疑わしいとみなさなければならない。なぜなら、これはランサノボの観測点が固定されていると仮定していることに依存しているからであり、タラムン・ティラの標高が変わらなかった可能性が高いからである。他のすべての観測点の計算された高さから6フィート（後者の想定される標高）を差し引くと、マウテリカンとランダウ・モド、そしてマオノイ近くの二次観測点であるマイランとコロン・ロックを除いて、カーシ丘陵の標高は全体としてほとんど変化していないことがわかる。これらの場所の見かけの標高は24、17、11、および15フィートであり、観測の推定誤差を超えている。また、4つの観測点すべてが断層崖の縁に近いのに対し、ランダウ・モドは断層運動を伴わない地表の歪みによって形成された2つの池からそれほど遠くない点は注目に値する。

したがって、カーシ丘陵の修正された三角測量によって震源地の変位の絶対的な測定ができなかったとしても、それでも、水平方向と垂直方向の両方で大きな動きが起こったことが証明されたことになる。

構造変化の分布。図68と75に描かれた震源地の境界線は、それほど正確とは言えないが、実際の線からの逸脱はおそらくどこにも見られない。 [316]相当な規模である。それは明らかに顕著な構造変化が起きた地区をすべて含み、したがってマオフランの東とトゥラの西に広がっているに違いない。北に向かって、これらの変化はガロ丘陵の麓まで追跡されており、ブラマプトラ川沿いに標高が変わったという、あまり確実ではないもののいくつかの証拠がある。ボルペタとビジニで記録された非常に多くの余震の数もまた、震源地がこれらの場所を越えて広がっていることを示している。東に向かって、境界線のコースは疑わしくなるが、グワハティの近くとシロンの東を通り、おそらくジャインティアプルの少し先で終わっていると思われる。南の境界線は、シレットの沖積平野の北端とほぼ一致しているに違いない。なぜなら、それが平野に侵入したという証拠がないからである。西側では、震源地にはガロ丘陵と西側の沖積平野の一部が含まれる。ランプールとカウニアで感じられた余震の数の多さと、ランプールでの震度の激しさから、両地点とも境界線内にあると推測できる。したがって、この境界線の測量に大きな誤りがなければ、震源地は東西に約200マイル、最大幅は50マイル以上、おそらく100マイルに達し、面積は少なくとも6000平方マイルであったと推定される。

境界付近では、恒久的な変位は比較的小さかったに違いないが、アッサム丘陵の北部では東西100マイルにわたって確かに顕著であった。後者の境界では、オールドハム氏が述べているように、「証拠は、変化が長く低い起伏の性質を帯びていることを示している。傾斜の変化は[317]排水路に顕著な変化をもたらすほどではない。次に、地表の変化がより急峻な地帯が続く。河床の傾斜が改変され、河川の性質に顕著な変化が生じているが、地表に達する前に断層運動や断層運動は消滅している。さらに、この地帯の北側、丘陵地帯の端近くでは、岩石は地表まで断層運動や断層運動を起こしている。

地震の起源。
大地震のほぼすべての特徴は、本書で記述されている他の地震とは全く異なる起源を示している。地震発生の突発性、異常な継続時間、そして震度の極大点が多数発生したことは、単なる断層変位とは矛盾する。さらに、ランブレーをはじめとする各地における突出速度の異常な速さ、孤立した断層崖や断層帯の存在、局所的な地盤変動、改訂された三角測量によって示唆された圧縮、これらの構造変化が生じた広範囲にわたる地域、そしてその後の活動の多数の明確な中心点、これらすべての現象は、初期の擾乱の激しさと複雑さ、そして震源域における地殻の広範囲にわたる地殻変位を物語っている。互いにほぼあるいは完全に離れた複数の震源が、ほぼ同時に発生した一連の地震を引き起こした可能性も考えられる。あるいは、これはもっとありそうな仮説だが、一つの巨大な深淵の中心があり、そこから枝分かれして地表に向かって伸び、それぞれが[318]親フォーカス内での動きが多かれ少なかれ影響します。

オールドハム氏が指摘するように、我々は最近、ここで推測されているものと全く同じ構造を知るようになった。スコットランド高地に典型的に発達する大きな逆断層面は、急激に傾斜しているのではなく、ほぼ水平な逆断層に過ぎない。そして、それらは地表に向かって上向きに走るいくつかの通常の逆断層を伴っている。図 78 には、スコットランド地質調査所によって描かれた断面の主な特徴が再現されている。T、T は逆断層面、t、tはマイナーな逆断層または断層を表す。主要な逆断層面の 1 つに沿った大きな動きは、多くの二次的な逆断層面に沿った従属的な滑りを伴う。前者の直接的な影響は、新たな三角測量によって明らかになる水平方向の変位を除いて、地表では目に見えないかもしれない。一方、後者は地表に達する場合と達しない場合があり、一方では亀裂や断層崖が生じ、他方では局所的な標高の変化が生じ、いずれの場合も不安定な領域が生じて多数の余震が発生する。

スラストプレーンの図。
図78.—スラスト面の図。リストへ

親の焦点の巨大な大きさは、これまで起こった現象から明らかである。[319]オルダム氏は、震源の推定形状を描き出しました。実際には、図75に示されているほど単純でも対称的でもないかもしれませんが、大きさも形状も、図に示されたものと大きく変わらないと考えるに足る十分な理由があります。したがって、地震が発生した断層面の部分は、長さ約200マイル、幅50マイル以上、面積6000～7000平方マイルであったと推定されます。深さについては、決定的な情報がありません。おそらく5マイル以下だったでしょうが、それ以上深かったことはまず考えられません。

これほど巨大な岩塊の移動を想像するのは、想像力を掻き立てるほどの負担です。厚さ3～4マイル、片方はドーバーからエクセター、もう片方はロンドンからブライトンまで届くほどの岩塊を想像してみてください。断続的に場所をずらすのではなく、ほぼ瞬時に全体が崩れ、岩石も土も、目の前のあらゆるものを押しつぶします。そして、岩塊全体が突然跳ね上がることであれ、あるいは飛び散る破片の衝撃であれ、人間の手で作られたどんなに頑丈な物も、最も脆い物と同じくらい簡単に粉砕します。このような衝撃は大陸の半分以上で感知できる可能性があり、目に見えず、感じられない起伏を生じさせ、地球をぐるりと巡らせるかもしれません。

参考文献
1.アガメンノーネ、G. —「1897 年イタリア durante l’anno での通知 (Terremoto dell’ India poco dopo il mezzogiorno del 12 giugno)」。イタル。シスモル。社会ボル。、vol. iii.、pte. ii.、1897、249-293 ページ。

[320]2. —— 「1897 年 12 月にインドに到着しました。」同上。、vol. iv.、1898、33-40ページ。

3. —— 「1897 年、インドのテレモトにおけるヨーロッパのエコ。」 同上。、vol. iv.、1898、41-67 ページ。 （同巻、167～172ページも参照）
4. Baratta, M. —「1897 年 12 月のインドの大きなテレモト。」イタル。社会地理。ボル。、vol. x.、1897、fasc。 ⅲ．
5. Cancani, A. —「I pendoli orizzontali del R. Osservatorio geodinamico di Rocca di Papa, ed il terremoto indiano del 12 giugno 1897」。イタル。シスモル。社会ボル。、vol. iii.、1897、235-240ページ。

6.ヒース、T. —「エディンバラ王立天文台の二本振り子式地震計によるカルカッタ地震（1897年6月12日）の記録」エディンバラ王立天文台紀要、1897年、481-488頁。

7.オールドハム、RD —「1897年6月12日の大地震に関する報告書」インド地質調査会誌、第29巻、1899年、i-xxx頁、1-379頁、図版44枚と地図3枚付き。

8. ——「1897年6月12日の大地震の余震一覧」同上、第30巻、第1部、1900年、1-102ページ。
9. ——「アッサムの地震における潮汐周期性について」アジア学会誌、第61巻、1902年、139-153頁。

脚注:
[69]いくつかの報告によると、地震はイタリアでも感じられたとのことです。リボルノでは、午前11時17分（グリニッジ標準時）に地震計に最初の揺れが記録され、午前11時15分頃には静止していた人々も微動を感じました。スピネーアでは、インド地震によって全ての地震計が作動した瞬間に、南東から北西にかけて約4秒間続く、はっきりとした波状の揺れを感じました。距離が遠いにもかかわらず、イタリアで地震を感知することは不可能ではありませんが、記録は、非常に遠くで発生した地震の非常にゆっくりとした一時的な振動ではなく、局所的な微動を指しているように思われます。

[70]このセクションのすべての時間はマドラス標準時に基づいています。マドラス標準時はグリニッジ標準時より5時間20分59秒2秒進んでいます。次のセクションでは、後者の標準時を使用する方が便利です。

[71]遠地地震を記録するための主要な機器について解説した英語文献を参考文献として挙げておくと有益でしょう。カンカニの垂直振り子については、Brit. Assoc. Rep.（1896年）、46-47ページ、ダーウィンの二本振り子については、Brit. Assoc. Rep.（1893年）、291-303ページ、およびNature（1894年、第1巻）、246-249ページを参照してください。ミルンの水平振り子については、Seismology（1893年）、58-61ページ、ルボー・パシュヴィッツの水平振り子については、Brit. Assoc. Rep.（1893年）、303-308ページを参照してください。

[72]第 2 段階と第 3 段階の始まりは、カターニアの垂直振り子の記録でより明確に示されていますが、その記録はこのページに必要なほど短縮できません。

[73]Geol. Mag.、vol. x.、1893年、pp. 356-360。

[74]アイルランドアカデミー翻訳、第21巻、1848年、52ページ。

[75]アイルランドアカデミー翻訳、第21巻、1848年、55-57頁。

[76]1857年ナポリ地震、第1巻、1862年、376-378ページ。

[77]日本地震学会論文集、第1巻第2部、1880年、33-35頁。

[78]Geol. Mag.、第9巻、1882年、257-265頁。

[321]
第10章目次
結論。

この最終章では、近年の地震の研究から得られた成果を要約したいと思います。平均的な、あるいは典型的な地震とみなせるものを記述するのが最も効果的だと思いますが、場合によってはそうした方向性から少し逸脱することも有益でしょう。本書で記述されている地震の大部分ほど、私たちの知識に大きく貢献した地震はほとんどありません。しかし、特定の点については、他の地震の調査から追加の情報が得られており、それらは必要に応じて参照されます。

前兆。
まず、私たちは、興味深く、実用上非常に重要な疑問に直面します。つまり、大地震の発生を予測し、その悲惨な影響を軽減できるような、大地震の発生を示す一定の兆候があるかどうかということです。

特殊なクラスに属するイスキア地震を除けば、大地震には一般的に何らかの準備があることは明らかです。数時間から数日前から、弱い揺れや揺れが感じられたり、地表でゴロゴロという音が聞こえたりします。[322]将来の中規模地震発生域。しかし残念ながら、これらの擾乱を、単独で発生する一見同じ性質の他の擾乱と区別することはまだ不可能であり、現時点では警告として機能していない。

地震研究が他の地域よりも充実した日本では、1891年の地震の前震分布があらゆる大地震に共通する特徴であることが判明すれば、漠然とした予測が可能になるかもしれない。当初、この地震は何の前兆もなく発生したと考えられていたが、記録を詳しく分析すると、その前の2年間にこの地域の地震活動が著しく増加していたこと、また震源分布が将来の断層崖を規定し、同時に断層地域全体にわたって比較的均一な傾向を示していたことが明らかになった。

現状では、唯一の警告は前兆音によるもので、これは最も強い振動の5秒、10秒、あるいはそれ以上も前に鳴ることがあります。前兆音の性質が認識されるまでに2、3秒かかる場合もありますが、前兆音によって多くの人が倒壊する家から逃げる時間を確保できます。しかし、一部の人種は他の人種よりも前兆音を聞き取りにくく、これが日本の地震が人命に甚大な被害をもたらす理由の一つかもしれません。

混乱地域。
地震の強さを、大まかに震源の広がりで測る研究者もいる。[323]震源の深さは、この擾乱面積の大きさに当然ながら何らかの影響を与えるはずであるが、この条件が無視されているのは、そもそも震源の深さに関する正確な知識がないからに過ぎない。したがって、オールダム氏は1897年のインド地震を、一般的にリスボン地震の規模が最も大きいと考えられている1755年のリスボン地震に匹敵する地震とみなしている。なぜなら、震源の擾乱面積がリスボン地震のそれを上回ることは確実ではないからである。

しかし、その混乱した地域が、信頼できない強さの尺度であることは、この巻で説明されている地震（イスキア島の地震は除く）を、最も強いものから始まって、できるだけ強さの順に並べた次の表から明らかである。

地震。 乱れた地域
（平方マイル）。
インド人 1,750,000
日本語 33万
ナポリタン 39,200
チャールストン 2,800,000
リビエラ 21万9000
アンダルシア 174,000
ヘレフォード 98,000
インヴァネス 3万3000

ここで、チャールストン地震はインド地震よりも広い範囲で感知されたのに対し、ナポリ地震はこの点ではヘレフォード地震よりも劣っていたことが分かる。もちろん、その説明は、擾乱を受けた地域の境界が、異なる震度の等震線であることであり、イギリスとアメリカの住民は明らかに弱い震動に対してより敏感、あるいはより注意深く観察している。[324]イタリア、スペイン、中央アジアの地震とほぼ同じです。同じ強度の等震線で区切られている擾乱地域は、最後の2つだけです。つまり、非常に大まかに言えば、ヘレフォード地震の強度はインヴァネス地震の3倍だったと言えるでしょう。

震源地の位置。
地震調査における最初の目的の一つは、震源の位置と形状を特定することです。日本やインドの地震のように、断層崖が地表に突出しているような稀なケースでは、両方のデータを確認するために綿密な測量のみが必要です。しかし、ほとんどの地震では、断層の滑りは地表に達する前に消滅し、震源の位置は主に発生時刻、震源の方向、あるいは震源の強さに基づいた方法によって推定されます。

一見すると、異なる場所での発生時刻を利用する方法は、かなり有望に思える。時計ほど広く普及している科学機器はないが、一方で、不注意に調整されているものもほとんどない。分単位の正確な時間記録を見つけることは、むしろ例外であり、時間の小さな誤差が大きな影響を与える可能性があるため、地震のこの要素に依存する方法はめったに用いられない。しかし、擾乱された地域の面積に対して観測点の数が多い場合、地震線の構築によって震源の位置を概ね特定できる可能性がある。1896年のヘレフォード地震では、最も内側の海溝の中心は、[325]地震線（図62）は、2つの震源地の間にある地域に近い。

2本以上の震源方向の交点から震源地を特定する方法は、1760年にミッシェルによって初めて提案されました。[79]マレットはナポリ地震の調査に、タラメッリ教授とメルカリ教授はアンダルシア地震とリヴィエラ地震の研究に、そして他の地震学者もこの方法を採用した。同一地点における見かけの方向の多様性のため、この方法は一時的に無視されていたが、1894年に大森教授が多数の測定値の平均が信頼できる結果をもたらすことを示した（19頁）。彼の興味深い観察により、この方法は地震学者が利用できるより貴重な機器の一つとして、かつての地位を取り戻すであろう。

しかし、現在、この目的にとって、地震の強度に関する観測ほど価値のあるものはない。長年にわたり、震源は建物への被害が最も大きかった地域と一致するとみなすのが慣例となっている。そして、その地域が狭い場合、この仮定はそれほど大きな誤差にはならないだろう。もちろん、これは等震線を用いた方が一般的に正確な結果が得られる結果を得るための単なる大まかな方法​​に過ぎない。しかし、ナポリ地震やイスキア地震のように、地震による破壊がより大きな価値を示す証拠となる例外的なケースもある。

正確に描かれた単一の等震線は、震源の位置をある程度正確に示すだけでなく、その長軸の方向から震源断層の方向も決定する。2つの等震線が描かれている場合、[326]あるいはそのような断層線を3本たどることができれば、その相対位置から断層の方向も推定できる（p. 219）。この手法を効果的に適用するには、確かに多数の観測データが必要であり、ヘレフォード市やインヴァネス市周辺のような、ある程度人口が密集し均一な地域でなければ、原則として観測データを得ることはできない。チャールストン地震においても、人口のまばらな中規模地震地域における鉄道線路や様々な構造物の被害に基づく等震線の傾向から、震源の位置と形状が推定された。

インド地震が典型例と言えるいくつかの事例において、最近、第四の方法が有用であることが見出された。大地震に続く多数の余震は、そのほとんどが地震の震源地内で発生する。そして、通常、余震は極めて狭い範囲を揺らすため、震源のおおよその位置を特定することは難しくない。1901年のインヴァネス余震のように、主震源のまさに周辺部におけるずれによって生じるものもあるが、一般的に、余震の活動域は震源の中心領域に向かって縮小する傾向がある。したがって、後続する地震の中には震源域内および震源域外で発生するものがあり、また、応力の急激な変化によって引き起こされる共鳴地震である可能性もあることを念頭に置くと、真の余震の震源の移動は、少なくとも部分的には、主地震の震源域を決定づけることになる。

地震の震源の深さ。
非常に残念なことに、これほど興味深いものを決定する満足のいく方法がない。[327]震源の深さは要素として重要です。震源の深さはせいぜい数マイル程度であることは、わずかな揺れが感じられる範囲、あるいは壊滅的な揺れが最大の影響を及ぼし、その範囲が限られていることからも明らかです。また、非常に深い場所にある岩石が、地震の発生に必要な、長期間の抵抗力と応力下での急激な崩壊に耐えられるとは考えられません。

この問題は明らかに現在の我々の解決能力を超えており、したがってその関心は主に歴史的なものである。既知の方法はすべて、地球波が通過する岩石の屈折力に関する我々の無知によって損なわれている。しかし、たとえこの無知を知識で置き換えることができたとしても、提案されている方法のほとんどは異論を唱えられる可能性がある。ファルブの方法は、音波と衝撃波の最初の時期の間の時間間隔に依存するため、その価値は疑わしい。ダットンの方法は、表面強度の変化率に基づいているため適用が難しく、いずれにしても深度には下限しか与えない。特にニュージーランドでは時間観測が用いられてきたが、運動の同一位相全体を選択することの不確実性、および時間記録の小さな誤差に起因する推定深度への大きな誤差が、現在のところ最も深刻な異論となっている。マレットが考案した方法は依然として健在であり、彼はその正確さを誇張した主張をしていたものの、私の意見では、後継のどの方法よりも優れている。マレット自身、ジョンストン＝ラヴィス、そしてメルカリが行ったように、この方法を注意深く適用すれば、震源の深さについて少なくともある程度の知見が得られるだろう。

大森教授と平田氏は最近[80] [328]マレット法の適用における主な困難が軽減されました。彼らは、損傷した壁の亀裂の傾斜ではなく、地震計で記録された動きの垂直成分と水平成分から出現角を推定しました。日本の宮古で最近記録された2つの地震では、出現角はそれぞれ7.2度と9度であり、震源の深さはそれぞれ5.6マイルと9.3マイルでした。これらはおそらく私たちが持っている推定値の中で最も正確なものであり、ナポリ地震、アンダルシア地震、リヴィエラ地震の平均値、すなわち6.6マイル、7.6マイル、10.8マイルとほとんど変わらないことが注目されます。

ショックの性質
上記の地震は、ある意味では現代地震学の進歩を反映していない。その震源域において、精密に製作された地震計による地震図が全く存在しないからである。既に指摘したように、図36に示された曲線もこの例外ではない。もう一つの理由として、1891年の地震について日本で得られた記録は、短周期の初期振動に関してのみ信頼できる。なぜなら、中期地震域およびその近傍で観測される表面波の通過により、日本の地震計は地殻を横切る弾性振動ではなく、地盤の傾斜を記録したからである。

この欠点にもかかわらず、地震の揺れに関する個人的な印象は、不完全ではあるものの、その性質についてかなり正確な情報を与えてくれる。好条件下に置かれた場合、ほぼすべての観測者は、地震は低いゴロゴロという音で始まることに同意する。[329]最初の 1 ～ 2 秒後には、かすかな揺れが伴い、この揺れは徐々に、時には急速に強さを増し、最終的には、より大きな振幅とより長い周期の振動がいくつかまたは多数含まれる、本来の震動に変化します。このとき、付随する音が一般的に最も大きくなります。地震は、始まったときと同じように、揺れと低いゴロゴロという音とともに静まります。

1894年の東京地震の地震記録。
図79 1894年東京地震の地震記録（大森）リストへ

地震中に発生する振動は、必ずしも感覚的に感じられる衝撃波の全てではありません。例えば、インドのミドナプル地震は、3～4分程度続いたように見えましたが、水準器の気泡の動きから、地盤は少なくとも5分以上振動を続けていたことが分かりました（280ページ）。こうした感じられない波の多くは地震計によって検出されますが、周期が極端に短い、あるいは長すぎるために記録されないものもあります。

[330]図79は、1894年6月20日の日本の地震の際に東京で得られた図の主要部分を示しています（18ページ）。この曲線は、記録の最初の25秒間における水平動の北東-南西成分を表しています。使用された機器は、強い地震を記録するために特別に設計されたもので、非常に小さな微動には影響を受けません。この地震の始まりとなった微動は、通常の地震計で示されるように約10秒間続き、振動は数ミリメートルの範囲に達してから問題の機器に影響を与えました。最初の2.5秒間は、1秒間に4～5回の頻度で発生しました。その後、突然動きが激しくなり、地面は一方の方向に37mm移動し、続いて73mmの移動が起こり、さらに42mmの移動が起こりました。振動の全周期は1.8秒でした。続く振動は、1 分半の間、振幅が小さく、周期も概して短くなり、最後の 3 分間は 2 秒以上の周期を持つほとんど感知できない波として消滅しました。[81]

この図は、いくつかの点で不完全ではあるものの、地震動が3つの段階、すなわち初期微動、地震の主要部分、あるいは最も活発な部分、そして終末部分、あるいは徐々に消滅していく緩やかなうねりに分かれていることを明確に示している。しかしながら、3つの段階すべてにおいて、微動と緩やかなうねりの両方が存在する可能性がある。後者は周期が長いため、[331]人間にはほぼ無感覚ですが、最終段階の波紋は、前述のように、震えながら終了したような印象を与えます。各段階の継続時間は地震によって大きく異なります。例えば、大森氏と平田氏は、1896年から1898年にかけて宮古で記録された27の地震に関する貴重な研究で、[82]初期段階の継続時間は0秒から26秒まで変化し、平均約10秒である。主要段階の継続時間は0.7秒から26秒まで変化し、これも平均約10秒である。そして、終期段階の継続時間は28秒から105秒まで変化し、平均約1分である。しかし、全体の見かけの継続時間は使用される計器によって異なる。1898年4月23日の地震では、宮古の地震計が2分間動揺した。一方、東京では、大森教授設計の水平振り子が少なくとも2時間振動した。また、さざ波と緩やかなうねりの周期も地震ごとに異なる。しかし、注目すべきは、うねりの平均周期が運動の3つの段階すべてにおいてほぼ一定であり、水平運動の東西成分ではそれぞれ1.1秒、1.3秒、1.3秒、南北成分では一貫して1.0秒であることです。さざ波の平均周期は、準備段階で0.08秒、主要部分で0.10秒、そして終期で再び0.08秒です。主要部分のさざ波は、第1段階と第3段階のさざ波よりも振幅がわずかに大きく、周期も長くなります。

[332]
音響現象。
既に述べたさざ波の他に、振幅がさらに小さく周期が短いものもあり、それらは音として感じられるものの、通常はかろうじて感じられる程度です。既知の証拠はすべて、地震音が極めて低いことを示しています。ある観測者によると、それはまるで彼らの可聴範囲の下限に近いかのようです。一方、どんなに熱心に耳を澄ませても、わずかな音さえ聞き取れない人もいます。言い換えれば、地震における最も速い振動は、1秒間に30回から50回程度しか繰り返されません。あるいは、もし繰り返されたとしても、人間の耳に印象を残すほどの強さはありません。

ほとんどの観測者にとって、音は衝撃とともに強度が増減するように聞こえ、この変化は非常に緩やかかつ滑らかに起こるため、しばしば地下鉄が観測者の家に近づき、その下を通過し、反対方向に遠ざかっていく音と間違えられる。特に中規模地震地域にいる人の中には、ゴロゴロという音の真っ只中に、最も強い振動と同時に大きな衝突音も聞こえる人もいる。中程度の距離、例えば30マイルから40マイルでは、衝撃が感じられる間、音はより耳障りで耳障りになる。そして、さらに遠ざかると、この変化さえも消え、遠くの雷鳴のような低い轟音のようなほぼ単調な音しか聞こえなくなる。これは、音の振動がそれぞれ異なる周期と振幅を持ち、限界振動は距離が離れるにつれて、その振動の振幅が小さくなるにつれて聞こえなくなる傾向があるためである。[333]周期が長いほど、振幅が小さいため、周波数が高くなります。

音域の大きさは、擾乱された領域の広さ以上に、観測者の個人的な感覚に依存する。可聴下限は個人によって異なるだけでなく、人種によっても異なる。英国では、音を伴わない地震が発生するかどうかは疑わしい。また、中規模地震発生地域では、ほぼすべての観測者が音を聞いた。イタリア人の場合、平均的な可聴下限はアングロサクソン人種よりも高い。小さな揺れは頻繁に発生し、目立った音は聞こえないが、強い揺れの場合は、より多くの観測者の中に、地鳴りのような音を聞き取ることができる一人以上の観測者が必ず含まれる。しかし、日本人は最も急激な地震の揺れにはめったに影響を受けず、最も強い揺れでは記録された音が伴わないことがある。その結果は、さまざまな国での音域の大きさに明らかである。ヘレフォード地震では、音域は7万平方マイルに及んだ。ナポリ地震では、約3,300平方マイルの範囲で音が聞こえたが、日本の地震では、震源地から数マイル以上離れた場所で音が聞こえることはほとんどない。

観測者のこの個人的な等式によるもう一つの影響は、音の振動がより長い周期の振動よりも明らかに速く聞こえることである。例えばイタリア人は、衝撃に先行する音を一般的に聞き取り、衝撃に続くより弱い音を聞き取ることは稀である。日本では、もし聞き取れるとしても、衝撃に先行する音の振動のみが聞こえるようだ。一方、イギリスでは、5人中4人が衝撃前の音を、3人が衝撃後の音を知覚する。[334]そして、これらの比率は震源からかなり離れた場所までほぼ維持されている。したがって、音の振動と衝撃波を構成する振動は、完全にではないにしても、ほぼ同じ速度で伝わるはずであり、音の持続時間が長いのは、初期の移動が長引くか、主震源が音の焦点と重なるためであると考えられる。どちらの説も不合理とは言えないが、イギリスの地震に関する観測結果は、後者の説明が正しいことを示唆している。

この主張を裏付けるには、二つの現象を挙げるだけで十分だろう。第一に、前震を聞く観測者の割合は、震源からの方向によって異なる。例えば、1901年のインヴァネス地震の際、アバディーンシャーの観測者の大多数は、前震の始まりと終わりは震源と同時に聞こえると考えていた。一方、大断層に沿ったより沿線に位置する地域では、前震の前後両方で前震が聞こえるのが一般的だった（253頁）。したがって、この場合、最初の音と最後の音の振動は主に震源の周辺から来たに違いなく、観測者に最も近い周辺からの振動は、遠い周辺からの振動よりも感じやすいだろう。また、1898年4月1日のコーンウォール地震のような小さな地震では、[83]等音強度曲線は、その軸が等震線の軸と平行であるが、傾斜した震源の上端から最も強い音波振動が到達するため、これらの曲線に対して横方向にずれている。

断層滑りが発生すると、変位は[335]明らかに中心領域で最大となり、焦点の周辺に向かって徐々に減少する。上述の現象は、これらの周辺領域における一時的な変位は音波振動のみを生じ、中心領域におけるより大きなずれは、衝撃波を構成するより重要な振動も生じさせることを示している。前者は限られた地域でしか感知できないのに対し、後者は大陸の半分にわたって感じられることから、音波領域の大きさは擾乱領域の大きさと一定の関係はなく、強い衝撃よりも弱い衝撃の方が比較的大きいことは明らかである。

地球波の速度。
ここで述べた地震だけを考えれば、地震波の速度推定値のばらつきがいかに大きいかが一目瞭然です。チャールストン地震では毎秒5.2kmという高い値が得られ、ヘレフォード地震では毎秒0.9kmという極端な値も得られています。これらの中間の、インド地震では毎秒3.0km、東日本大震災とその直後の地震では毎秒2.1kmという推定値も、同様に信頼できる値です。

このような不一致を完全に説明するのは困難です。観測誤差が差異の一部に影響を及ぼす可能性があります。擾乱の初期の強さもある程度影響しているようで、距離がそれほど離れていない場合は、通過した岩石の性質も重要な要素となるはずです。日本の地震とヘレフォードの地震では、これら3つの要因が組み合わさって、異なる結果が生じた可能性があります。これらの地震の距離はそれぞれわずか275kmと142kmです。

[336]インド地震とチャールストン地震では、震源距離がはるかに長く（1944年と1487km）、通過する岩石の種類も異なるため、より正確な平均値が得られると考えられる。インド地震の場合、得られた結果（毎秒3.0km）は遠方の地震の長周期うねりの速度と非常によく一致しており、カルカッタ西側の観測点で観測され、ボンベイの磁力計を乱したのはこれらの波であったことを示唆している。[84]

インドの推定を除外すると、日本の地震とチャールストンの地震では、地表に沿って測定された速度は距離とともに増加することがわかります。地震波が震源と非常に遠く離れた観測地点を結ぶ弦に沿って伝播すると仮定していれば、ある程度、このような結果は予想できたかもしれません。

しかし、地球を貫く波の軌跡が直線となるのは、速度を決定する条件が地球全体で均一である場合に限られ、そのような均一性を期待する理由はない。地球内部に関する私たちの知識から判断すると、地震波の速度は地表下の深さとともに増加し、その結果、波の軌跡は下向きに凸状の曲線となることはほぼ間違いない。A・シュミット博士による最近の研究の主要な結果についてこれ以上述べるのは場違いであろう。[85]およびP. Rudzki教授[86] [337]この主題に関するこれらの仮定は、速度は地表下の深さとともに増大し、同じ深さでは常に一定であるという仮定に基づいています。地震の震源から、波の進路はあらゆる方向に広がります。水平に始まった波は上向きにカーブし、地球の表面を円を描いて横切り、その表面全体を非常に不均等な大きさの二つの領域に分割します。この小さな領域内では、表面速度は震源で無限大であり、外側に向かって減少し、境界円上で最小になります。境界円を超えたより広い領域では、表面速度は震源からの距離とともに増大し、その点の対蹠地では再び無限大になります。しかし、震源の深さは地球の半径に比べて常に小さいため、震源を囲む小さな円領域は実質的に無視できるほど小さく、地球を横断する波の表面速度は、震源からの距離とともに継続的に増加する量とみなすことができます。

この興味深い理論的結果がいかに完全に確認されたかは、オルダム氏による地震動の遠距離への伝播に関する最近の非常に貴重な研究によく示されています。[87]インド地震の記録を研究した結果、3つの波動系列が存在することが明らかになった。最初の2つは、地球の体を伝わる縦波と横波の可能性が高い。そして3つ目は、地表に広がるうねりである（pp. 282-285）。オルダム氏は、6つの異なる震源で発生した10の地震に調査を広げ、その動きに同じ3つの段階があることを確認した。3つ目の段階は最も[338]第一段階は絶えず記録されているが、第二段階はそれほど記録されていない。一方、第一段階は最も頻繁に記録されていない。いくつかの大きく異なる記録を除いて、これらの段階の初期時刻と第三段階の最大期は、添付の図（図80）にプロットされている。この図では、水平線に沿って震源からの距離（度）が、垂直線に沿って時間間隔（分）が表されている。下側の二つの曲線の近くの点は、重量のあるイタリア製の計器の記録を示し、十字は、やや反応が鈍い軽い水平振り子の記録を示している。 [339]最初の2つの段階の動きとは不規則に異なる（p. 282）。第3段階では、2種類の計器の表示の差は小さくなり、初期には点、最大期には十字が用いられる。

遠方起源の地震波の主要な時代の時間曲線。
図80.—遠地起源の地震波の主要な時代の時間曲線。（オールドハム）リストへ

これらの一連の点の間に描かれた滑らかな曲線のうち、A、B、C とマークされたものは、それぞれ第 1 フェーズ、第 2 フェーズ、第 3 フェーズの始まりの時間曲線を表し、D は第 3 フェーズの最大値の時間曲線です。

下側の2本の線が水平基線に向かって凹んでいることから、対応する波の表面速度は距離とともに急速に増加することが分かります。これは直線運動の場合よりもはるかに大きな増加です。したがって、これらの波が地球を伝わる速度は深さとともに増加し、結果として波の経路は地球の中心に向かって凸状の曲線となるはずです。

時間曲線AとBを原点まで遡って延長すると、その点における水平線に対する傾きが、対応する波の初速度を与え、それぞれ約5km/秒と3km/秒であることが証明される。ところで、長岡秀氏による岩石の弾性定数に関する最近の実験によれば、[88] 7つの始生代岩石の平均速度は、縦波では毎秒5.1キロメートル、横波では毎秒2.8キロメートルであり、これらの値は最初の2つの地震波の系列で得られた値と非常によく一致しており、その特性についてはほとんど疑問の余地がない。

他の時間曲線CとDは、第3段階の初期と最大期に対応し、[340]ほぼ直線です。記録の中には、特に初期の段階では平均曲線と若干の不一致がありますが、この段階の開始を正確に定義することはしばしば困難です。いずれにせよ、観測結果は、これらの波の表面速度が発生源からの距離に応じて増加する明確な兆候を示していません。したがって、これらの波は、個々の地震ごとにほぼ一定の速度で表面に沿って移動し、最大波は約2.9km/秒、先行波は約3.3km/秒で、時折4.0km/秒を超える速度で移動すると結論付けることができます。

震源地における構造変化。
標高の変化は巨大地震に伴う現象として古くから知られてきたが、初期の観測や測定の多くは正確性と完全性において多くの改善が望まれていた。しかしながら、1891年の日本の地震は、そのような動きの現実性を疑う余地なく証明し、断層崖の存在を明らかにした。断層崖は、ある場所では高さ18フィートから20フィート、長さは少なくとも40マイル、場合によっては70マイルにも及んだ。1897年のインド地震では、断層崖はより短かったものの、特徴はより顕著で、最大のもの（チェドラング断層）は約12マイルの長さで、地表での最大変位は35フィートであった。近年の他の地震でも、注目すべき断層崖が発達している。1894年4月20日と27日にギリシャ東部で感じられた大地震の後、約34マイルの距離に及ぶ亀裂が、 [341]震源地を東南東方向と西北西方向に横切り、幅は1～2インチから3ヤード以上まで様々であった。それが通常の亀裂ではなく断層であることは、その長さ、方向が一定であること、そして地質構造に依存しないことから明らかであった。その幅は概して小さく、5フィートを超える場所はなかった。[89]また、イギリス領バルチスタンでは、1892年12月20日の激しい地震の後、ホジャク山脈の軸に平行に数マイルにわたって走る新たな亀裂が地面に観測されました。この亀裂は湧水地帯とほぼ一致しており、明らかに古い断層線に沿った新たな地滑りによって生じたものでした。地震前は古い道路のように見えたからです。現地の人々は、この線に沿って大きな地震が起こるたびに常に地面が亀裂していたと主張しています。1892年には、断層の両側の相対的な高さの変化は小さく、ある場所ではわずか2インチしか変化がありませんでした。[90]

しかし、垂直方向の変化以外にも、時折、他の変化が起こります。ただし、最近発見されたため、まだ知られている例は比較的少ないです。日本の断層の傾斜は大きく変化し、方向も一定だった時期もありましたが、断層の北東側では、地表から北西方向への移動が常に見られ、ある地点ではその移動量は13フィートにも達しました。1894年にギリシャ東部で形成された断層崖でも同様の移動が見られましたが、その程度は不明です。さらに、地殻が実際に直角方向に圧縮されたことを示す証拠もあります。[342]断層線に沿って。日本断層が横断するネオ渓谷は、地震後、明らかに以前よりも狭くなり、土地は長さ48フィートから30フィートへと、つまり約40%減少した。イギリス領バルチスタンでは、前述の亀裂の形成に伴って、断層に垂直な方向の圧縮と、断層に平行な方向の移動が生じた。それぞれの方向の実際の変位量は不明であるが、結果として少なくとも27インチ（約63cm）は得られた。

断層崖がまず急速に形成されることは疑いようがない。インド地震の震源地における構造的な変位は実に急激であり、地震の激しさに大きく寄与し、ランブレーやその他の場所で観測された過大な速度を生み出した（273ページ）。しかしながら、断層崖の成長は必ずしも最初の大地震で止まるわけではない。1835年のコンセプション地震に伴う隆起のように、逆の意味で成長が止まる場合もある。ダーウィンによれば、最初の地震の数日後には「数百の小さな地震（ただし、決して小さなものではない）が続き、それらは最初の地震が発生したのと同じ方角から来ているようだった。一方、地盤面がそれらの地震によって上昇したわけではなく、むしろ数週間後には、大地震直後よりもかなり低くなった」という。[91]

余震。
多かれ少なかれ長い一連の余震は、[343]余震はあらゆる巨大地震に付き物であり、いかなる強さの地震であれ、完全に単独の地震とみなせるものはほとんどありません。この国を襲う地震でさえ、余震がないことはめったにありません。例えば、ここ数年に限って言えば、1892年のペンブローク地震の後には8回の地震が続き、1890年のインバネス地震の後には少なくとも10回、おそらくは19回の地震が続き、1901年に同じ地域で起きた地震の後には、ある観測者によって記録された多数の余震に加えて、15回の明確な余震がありました。カンカーニ博士は、建物に何らかの損害をもたらすほどの強さのイタリアの地震300回のうち、すべてに先行または後続、そして主に後続で小規模な地震の列が発生していることを発見しました。

大地震の発生後、数時間、あるいは数日間は、揺れがあまりにも頻繁に発生するため、その数を数えることがしばしば不可能になります。震源地のさまざまな場所で、多くの局所的な震源が活発に活動します。他の場所では最も強い揺れしか確認できませんが、通常、ある観測所で感じられる揺れは、他の観測所で観測される揺れとは全く異なることが明らかです。

一部の地震に続く膨大な数の余震は、地震計による継続的な記録によって初めて認識できる。それでもなお、無数の地響きや微かな揺れは検出されない。実際、余震は次から次へと非常に速く続き、一つが終わる前にもう一つが始まることもあり、その結果、水面の震えやシャンデリアの揺れとして、ほぼ絶え間ない震動が現れる。余震の総数のうち、[344]日本の最近の記録から、ある程度の見当がつくかもしれない。1891年の美濃尾張地震の後、岐阜では2年余りの間に3,365回、名古屋では1,298回の地震が記録されたが、どちらの数字にも最初の数時間に感じられた地震は含まれていない。1889年7月28日の熊本地震の場合、熊本で1893年末までに記録された余震は922回、1893年9月7日の鹿児島地震の場合、知覧で1894年1月末までに記録された余震は480回である。最初の30日間では、岐阜で1,746回、熊本で340回、知覧で278回が記録されており、大森教授が指摘するように、余震の頻度は被災地の規模に応じて減少していることがわかる。[92] —つまり、ショックの初期の強さとほぼ同じです。

絶対数の次に、全体的な頻度の急激な低下は余震の最も顕著な特徴である。大森教授は、小さな振動を除けば、それは図51の曲線で地理的に表され、また方程式y = k / ( h + x )で代数的に表される法則に従うことを示した。ここで、 yは時刻xにおける頻度 、 hとkは同一の地震における定数である。この公式を用いると、中部地域の地震活動が通常の値に戻るまでに要する時間を大まかに推定することができる。美濃尾張地震の場合、これは約40年、熊本地震の場合、約7～8年、鹿児島地震の場合、約3～4年であることが分かっている。

[345]イタリアの余震に関する最近の回想録では、[93]カンカニ博士は、地震の周期の長さは初期の震度以外にも要因によって決定されると主張しており、その中でも特に震源の深さを重要視している。震源の深さが非常に浅い場合、周期の長さは短く、10日程度である。震源の深さが中程度の場合、周期の長さは3ヶ月に及ぶことがあり、震源の深さが大きい場合は数年に及ぶこともある。

余震の時間的分布を支配する主要な法則は、十分に確立されているとみなせる。しかし、空間的分布に関してはそうではない。これは、1891年の東日本大震災と1901年のインヴァネス地震の事例においてのみ検討されている。これらの事例から判断する限り、余震は震源の中心部およびその周辺で最も多く発生しているように見える。ただし、活動が最大となる領域は継続的に変動している。この地域では、余震の震源深度が徐々に浅くなっている兆候も見られる。一方、震央域の端部付近では、他の地域よりも余震の頻度がわずかに高い地域が見られる。したがって、時間の経過とともに、主要な断層ずれが発生した領域は、上方および縦断方向に着実に拡大しているように見える。

地震の起源。
序章では、地震の様々な原因について簡単に概説されています。地下水路での落石による地震については、あまり触れる必要はありません。[346]地震は常に軽微であり、地殻形成における役割は取るに足らない。火山性地震はより深刻な関心を集めている。火山性地震は、間違いなく噴火を起こそうとする初期段階、あるいは失敗に終わった試みを示している。大災害の前兆となる可能性もある。

地球の歴史において、はるかに重要なのが、地殻が受けてきた多様な変化に関連するすべての地震を含む、第三のクラスの地震です。太古の昔から受けてきた緩やかな焼きなまし過程において、地殻は砕け、断層化し、最も高い山脈へと隆起したり、海面下に沈下したりしてきました。応力による突然の変形はすべて地震の原因となります。この変形は、主に、あるいはほぼ完全に、断層の形成によって現れます。初期の断層形成は、1つ、あるいは複数の地震の原因となる可能性がありますが、無限に多いのは、断層のゆっくりとした成長、つまり、ある部分で、またある部分で起こる断続的な滑りによるもので、長い年月を経て、最終的に大きな変位をもたらします。単一の断層の形成に要した時間を、何年単位で推定することはできません。チャーンウッド・フォレストの背斜断層は、先石炭紀に遡ります。 1893年になっても成長は止まっていなかった。[94]

ましてや、たった一つの断層の歴史を構成する、これほど多くの要素的ずれを、私たちはかすかにしか想像することができません。1839年の最後の3ヶ月間にパースシャーのコムリーで記録された143回の地震と地響き、1896年にザンテ島で感じられた306回の地震、あるいは1897年に岐阜で記録された1,746回の震動を思い浮かべてみてください。[347]1891 年の 30 日間ですが、山脈どころか断層の成長にも膨大な数の段階があることを私たちはまだ理解できていません。

しかし、地球の陸地の至る所で、地殻は無数の断層によって貫かれており、これらの断層の一部、あるいは多くが成長を続けている地域はほとんど存在しません。実際、イギリスのような国では、比較的停滞した状態にあると言えるかもしれません。断層のずれは少なく、また小さく、その結果、地震は稀で、概して目立ちません。一方、東日本とその周辺の海底のような国では、動きは頻繁に起こり、時にはほとんど絶え間なく、都市が破壊され、数百人の人命が失われるような大きな激動が何年も続くことはありません。このような時、私たちは地震の役割を過大評価し、山脈や大陸の形成において、地震が巨大な機械の複雑な動きにおける車輪のきしみ音と同程度の役割を果たしていることを忘れてしまう危険性があります。

脚注:
[79]Phil. Trans.、第5巻、パート2、1761年、625-626頁。

[80]Journ. Sci. Coll. Imp. Univ.、東京、第11巻、1899年、pp. 194-195。

[81]Journ. Coll. Sci. Imp. Univ.、東京、vol. vii.、pt. v.、1894、pp. 1-4; Ital. Sismol. Soc. Boll.、vol. ii.、1896、pp. 180-188。

[82]Journ. Coll. Sci. Imp. Univ.、東京、第11巻、1899年、pp. 161-195。

[83]Quart. Journ. Geol. Soc.、第56巻、1900年、pp.1-7。

[84]インド地震の地表のうねりがイタリアにまで顕著な揺れを及ぼさなかった理由はない。イタリアにおける振幅を508mm、周期を22秒とすると（p. 283）、最大加速度は約40mm/秒となり、これはロッシ・フォーレル震度スケールの震度2に相当する（Amer. Journ. Sci. , vol. xxxv., 1888, p. 429）。

[85]Nature、第5巻、1895年、631-633頁。

[86]Gerland のBeiträge zur Geophysik、vol. iii.、485-518ページ。

[87]Phil. Trans.、1900A、pp. 135-174。

[88]地球投資委員会雑誌（東京）、第4号、1900年、47-67頁。

[89]SA Papavasiliou、パリ、アカド。理学、コンプ。レンド。、vol. cxix.、1894、112-114、380-381。

[90]Geol. Mag.、vol. x.、1893年、pp. 356-360。

[91]地質学会論文集、第5巻、1840年、618-619頁。

[92]これらの地震による被災地域はそれぞれ 221,000 平方マイル、39,000 平方マイル、30,000 平方マイルに及んだ。

[93]ボル。シスモル。社会イタル。、vol. viii.、1902 年、17-48 ページ。

[94]Roy. Soc. Proc.、第5巻、1895年、pp.87-95。

[349]
索引。目次

日本の地震における波動の最大加速度、 184、185 ;
インド地震では272
余震、定義、4 ;
頻度、198、256、296、344 ;​​​​​
空間分布、200、203、298、326、345 ;​​​​​​
音響現象、207、300 ;
断層崖との連結、300 ;
震源地の概略、326 ;
起源、257 ;
ナポリ地震、40 ;
イスキア地震、56、65 ;
アンダルシア地震、97 ;
チャールストン地震、133
リビエラ地震、167 ;
日本の地震、198年;
ヘレフォード地震、240 ;
インヴァネス地震、256
インド地震、296 ;
イギリスの地震、343
イタリアの地震、343件
日本の地震、344
アガメンノーネ、G.、93、94、101、319
インド地震による沖積層の変位、287
波動の振幅、定義、4 ;
ナポリ地震では、34 ;
日本の地震では、185 ;
インド地震では270
アンダルシア地震への備え、75 ;
調査、76 ;
被害額、77
等震線と擾乱地域、78 ;
感じられなかった地震、82
震源地の位置、84 ;
焦点深度、85 ;
ショックの性質、87 ;
音響現象、91 ;
地球波の速度、92 ;
地質構造と衝撃の強さの関係、95 ;
亀裂、96 ;
土砂崩れ、97 ;
地下水への影響、97 ;
余震、97 ;
起源、99 ;
書誌、101
動物、地震の影響、143

1892年、 288年、341年のバルチスタン地震
バルダッチ、L.、70、73
バラッタ、M.、320
バロワ、C.、76
ベルジェロン、C.、76
ベルテッリ、T.、175
ベルトラン、M.、76歳
鳥類、地震の影響、143
ボルドワール、地殻の断裂、309
ブレオン、R.、76歳
バートン、WK、214

カンカーニ、A.、281、282、320、343、345
カストロ、 MF de 、76、101
チャールストン地震の調査、102 ;
被害額、103
等震線と擾乱地域、104 ;
準備、107 ;
ショックの性質、108 ;
二重震源地、111 ;
二重ショックの起源、120 ;
焦点深度、122 ;
地球波の速度、126 ;
亀裂、130 ;
砂のクレーター、130 ;
人間への影響、131 ;[350]
吐き気、132 ;
余震、133 ;
起源、134 ;
書誌、137
シャルロン、E.、175
チェドランの断層崖、304
時計、停止した時間記録の信頼性の低さ、39、94、121、127
コンダー、J.、177、213
地震線、227、324
コヴェッリ、 N. 、67、69

ナポリ地震による被害 、10、24 。
イスキア地震によるもの50、56
アンダルシア地震により、77年;
チャールストン地震、103
リビエラ地震により、139 ;
日本の地震により、181 ;
ヘレフォード地震、217年
インヴァネス地震、247
ダーウィン、H.、281
ドーブリー、A.、73歳
デイヴィソン、 C 、202-206、208、210、213、215-261、295​​​​​​​
ナポリ地震の死亡率、24 ;
イスキア地震、50、56 ;
アンダルシア地震、77 ;
チャールストン地震、104
リビエラ地震、140 ;
日本の地震、182
デンザ、F.、155、175
地震の震源の深さの決定方法、 25、86、122、326 ;
ナポリ地震、28年;
イスキア地震、54、61 ;
アンダルシア地震、86 ;
チャールストン地震、122、125 ;
リビエラ地震、150 ;
日本の地震、328
1903年のダービー地震、236
衝撃の方向、22、33、186、225、325​​​​​
乱れた地域、その定義、3 ;
ナポリ地震、10 ;
イスキア地震、51、58 ;
アンダルシア地震、80 ;
チャールストン地震、107 ;
リビエラ地震、145 ;
日本の地震、183 ;
ヘレフォード地震、219
インヴァネス地震、249
インド地震、265
ショックの強さと、323
ドロミュー、11歳
デュボア、F.、73
ダットン、CE、103-137
ダットンの震源深度決定法、122、327

地震動の性質、280、282、328、330、337 ;​​​​​
遠距離への伝播、337
地球音の定義、4
エディンバラ、インド地震の記録、281、283、285
エリス、W.、83
出現、角度、13
震源地、定義、3 ;
位置を決定する方法、14、52、60、324 ;​
ナポリ地震の、22、23
イスキア地震、53、60、67 ;​​
アンダルシア地震、84 ;
チャールストン地震、111 ;
リビエラ地震、146
ヘレフォード地震、224
インヴァネス地震、248 ;
インドの地震、264、276、302​
エポメオ、45、61、71​​​

ファルブの震源深度決定法、86、327
倒れた柱の証拠、17、19
ヘレフォード地震の起源となった断層、219年。
インヴァネス地震、249
日本の地震の断層崖、189 ;
全体的な外観、189 ;
長さ、192 ;
投げる、193 ;
水平シフト、193 ;
もちろん、193 ;
それによって形成された沼地、194
インドの地震の断層崖、 273、304 ;
チェドラン断層、304 ;
サミン断層、308 ;
1894年のギリシャ地震、340、341[351]
1893年のバルチスタン地震、341、342
形成と成長、342
断層すべり、地殻変動による地震、5、43、100、135、174、211、219、224、241、249、255、317、346​​​​​​​​​​​​​​​​​
リビエラ地震による魚類の破壊、162
アンダルシア地震によって生じた亀裂、96 ;
チャールストン地震、130
インヴァネス地震、247
インド地震により、285
焦点、地震、定義、3
震源、深さ、震源の決定 方法、25、86、122、326 ;
ナポリ地震、28年;
イスキア地震、54
アンダルシア地震、86 ;
チャールストン地震、122、125 ;
リビエラ地震、150 ;
日本の地震、328
ヘレフォード地震の震源、規模、224。
インヴァネス地震、250
前震、321 ;
ナポリ地震、40 ;
イスキア地震、57 ;
アンダルシア地震、76 ;
チャールストン地震、107 ;
リビエラ地震、142
日本の地震、201年;
ヘレフォード地震、239
インヴァネス地震、246
フーケ、F. 、76、84、101​
ボルドワールの地殻の断裂、309
建物の亀裂、証拠、14、15、26
フックス、CWC、102

ガリ、I.、82
地質構造と震度との関係、95、106、113、115、135、164、265​​​​​
岐阜県、日本の余震の記録、183、197
グレイ、T.、295
グレートグレン断層とインヴァネス地震の関連性、245
1894年のギリシャ地震、断層崖、340

ヘイデン、E.、103
ヒース、T.、283、320
ヘレフォード地震の調査、215 ;
準備、215、238 ;​
等震線と擾乱地域、216 ;
被害額、217、294​
発生断層の位置、219 ;
ショックの性質、220 ;
二重振動系列の起源、223 ;
2つの焦点の位置と大きさ、224 ;
衝撃の方向、225 ;
地震線と地球波の速度、227 ;
音響現象、229 ;
等音線と音域、234 ;
前震、238 ;
余震、240 ;
地震の発生源、240 ;
書誌、261
インド地震後の丘陵の様相の変化、311
平田憲一、327、331
チャールストン地震の人間への影響、131
爆心地3

イベリア半島、地震、75
インド地震、調査、262 ;
等震線と擾乱地域、264 ;
ショックの性質、266 ;
可視地球波、268 ;
波動の要素、270 ;
音響現象、274 ;
地球波の速度、275 ;
感じられなかった地震、280
地割れ、285
沖積層の変位、287 ;
砂噴出口、288 ;
河床の上昇等、290
土砂崩れ、291
柱の回転、293 ;
余震、296 ;
震源域の構造変化、301、315 ;
震源地域の構造、302 ;
断層崖、304 ;
地殻の亀裂、309 ;[352]
断層によるものではない湖沼や池、310
丘陵の様相の変化、311
三角測量の改訂、312 ;
地震の発生源、317 ;
書誌、319
インヴァネス地震への備え、246 ;
被害額、247
地面の亀裂、247 ;
等震線と擾乱地域、247 ;
発生断層の位置、249 ;
ショックの性質、250 ;
音響現象、253 ;
地震の発生源、255 ;
余震とその起源、256
共鳴地震、259 ;
日本の地震との比較、260
書誌、261。
調査、マレットの方法、12、21
等音響線、234 ;
ヘレフォード地震、235
ダービー地震、236
イスキア島の火山の歴史、 45、70 ;
噴火の特徴、49 ;
地震史、49
1881年のイスキア地震の調査、50 ;
等震線と擾乱地域、51 ;
震源地の位置、52 ;
焦点深度、54 ;
ショックの性質、55 ;
余震、56 ;
起源、70 ;
書誌、73
1883年のイスキア地震の調査、56 ;
準備、57 ;
等震線と擾乱地域、58 ;
震源地の位置、60 ;
焦点深度、61 ;
ショックの性質、64 ;
土砂崩れ、64
余震、65 ;
起源、70 ;
書誌、73
イスキア地震の特徴、66；起源、70
等震線、定義、3 ;
震源位置の決定におけるその使用、219、249、325。
ナポリ地震、9 ;
イスキア地震、51、58 ;
アンダルシア地震、78 ;
チャールストン地震、104
リビエラ地震、143
日本の地震、178、182 ;
ヘレフォード地震、216
インヴァネス地震、247 ;
インド地震、264
イッセル、A. 、139、163、164、166、175​​​​​

1887年の日本の地震、18
1891年の日本の地震、調査、177 ;
微造地震域の構造、179 ;
被害額、181
等震線と擾乱地域、182 ;
ショックの性質、184 ;
大きな断層崖、189 ;
軽微なショック、197 ;
余震の時間的分布、198 ;
準備、201 ;
宇宙における余震の分布、203 ;
余震の音響現象、207 ;
共鳴地震、209 ;
起源、の、211 ;
書誌、213
1894年の日本の地震、18、329
ジョンストン・ラヴィス、HJ、50-72、327

キリアン、W.、76歳
江東B., 177 , 180 , 181 , 184 , 190-196 , 209 , 212 , 213

インド地震で川底が湾曲してできた湖、310
日本の地震の断層崖によって形成された湖、194 ;
インド地震、305
イスキア地震による地滑り、64 ;
アンダルシア地震、97年
インド地震により、291
レヴィ、M.、76歳
1755年、 75年、82年のリスボン地震

マギー、WJ、134
マクファーソン、J.、101
磁気記録計、地震記録、82、157、160、189、277、282​​​​
マレット、R.、7-44、85、102、124、150、294-296、325​​​​​​​​​[353]
マレットの焦点深度測定法、25、327
正人, H., 178 , 213
マスカー, E., 159 , 160
メイヒルの背斜地震とヘレフォード地震の関連性、242
名造地震域、定義、3 ;
アンダルシア地震、99 ;
日本の地震、179
メルカリ、G.、11、57、58、60、61、63、67、70-73、76、80、84、85、88、90、101、138-175、325、327
ミシェル、J.、325
ミルン、J.、35、177、181、182、186、189、200、213、281、283
ナポリ地震の小さな揺れ、40 ;
日本の地震、197
山脈の衝撃強度への影響、95、106
ムロー、T.、161

長岡 浩, 177 , 214 , 339
名古屋、日本の余震の記録、183、197
衝撃の性質、ナポリ地震、30 ;
イスキア地震、55、64 ;
アンダルシア地震、87 ;
チャールストン地震、108 ;
リビエラ地震、150 ;
日本の地震、184 ;
ヘレフォード地震、220 ;
インヴァネス地震、250 ;
インド地震、266
チャールストン地震による吐き気、132
ナポリ 地震の調査、7、12 ;
等震線と擾乱地域、9 ;
被害額、10
震源地の位置、14 ;
焦点深度、25 ;
ショックの性質、30 ;
音響現象、37 ;
地球波の速度、39 ;
軽微なショック、40 ;
起源、41 ;
書誌、44
ネス湖、インヴァネス地震との形成との関連、255、257、261
ノゲス、AF、101

オッドーン、E.、175
オフレット、A.、76、158、159、175
オグリアロロ、A.、73
オールドハム、 RD 、262-320、337、340
大森 文, 19 , 20 , 177 , 183-186 , 188 , 197-199 , 207 , 214 , 262 , 325 , 327 , 329 , 331
地震 の起源、2、5、345 ;​
ナポリ地震、41
イスキア地震、70 ;
アンダルシア地震、101 ;
チャールストン地震、134
リビエラの地震、174 ;
日本の地震、211 ;
ヘレフォード地震、240 ;
インヴァネス地震、255
インド地震、317
転倒した物体の最大加速度の推定値、184、272

パルミエリ、L. 、57、72、73​
日本の余震の周期性、199
ペリー、A.、7
ポテンツァ、教会の損傷の証拠、15、26
地震の予測、可能、322
地震への備え、40、57、76、107、142、201、238、246、321​​​​​​​​​​​​

チャールストン地震によるレールのたわみ、112 ;
日本の地震により、182 ;
インド地震により、288
鉄道トンネル、リビエラ地震の観測、166
ルボー・パシュヴィッツ、E.フォン、281
インド地震による河床上昇、290
リビエラ地震、調査、138 ;
139による損害;
準備、142 ;
等震線と擾乱地域、143 ;
震源地の位置、146 ;[354]
主焦点の深さ、149 ;
ショックの性質、150 ;
音響現象、156 ;
感じられなかった地震、157
海上地震の影響、162 ;
魚類の破壊、162 ;
地震海波、163 ;
地質構造と衝撃の強さの関係、164 ;
鉄道トンネル内の観察、166 ;
余震、167 ;
リビエラにおける最近の動向、170
リビエラの地震史、171 ;
起源、171 ;
書誌、175
ロッカ・ディ・パパ、インド地震の記録、281、282、285
ロッシ、MS デ、57、74、82、101、175
ロッシ・フォレル震度スケール、104、216、247
ヘレフォード地震による柱の回転、294 ;
インド地震により、293 ;
説明、295
ルツキ、P.、336
ルミ教授、169

サミン、断層崖、308
チャールストン地震による砂のクレーター、130 ;
インド地震により、288
シュミット、A.、336
リビエラ地震の地震波、142、163
地震垂直、12、29、62​​
リビエラ地震の地震記録、154 ;
1894年の日本の地震、329
関谷聡、18、19
セルピエリ、A.、74
シロン、インド地震の性質、266
スローン、E.、103、117-119、134、135​​​
音響領域の定義、3 ;
ナポリ地震、38 ;
アンダルシア地震、92 ;
ヘレフォード地震、234
インヴァネス地震、252 ;
インド地震、275
音響現象、音 の性質、38、229、252、332 ;
一部の観察者には聞こえない、231、274；その原因、233；
等音響線、234-236 ;
音響領域全体にわたる音の性質の変化、237 ;
音と衝撃の時間関係、238、253 ;
地震音の起源、334 ;
ナポリ地震の音響現象、37 ;
アンダルシア地震、91 ;
チャールストン地震、133
リビエラ地震、156
日本の余震、207 ;
ヘレフォード地震、229
インヴァネス地震、252 ;
インド地震、274
インド地震における構造変化、分布、315
下劣なショック、5
日本の地震の共鳴地震、209 ;
インヴァネス地震、259

田中舘明、177、214
タラメリ、T.、76、84、85、88、90、101、138、150、165、175、325
地殻変動による地震、5
インド地震の逆断層面に沿った動きによるもの、318
インド地震の時間曲線、278 ;
遠地起源の地震波の主な時代、338
時間記録の一般的な不正確さ、324
ヘレフォード地震における音と衝撃の時間関係、238 ;
インヴァネス地震では253
インド地震後のカシ丘陵の三角測量、改訂版、312 ;
結果の解釈、314
双子地震 、その起源、32、89、120、153、174、223 ;​​​​​
ナポリ地震、31 ;
アンダルシア地震、87 ;
チャールストン地震、108 ;
リビエラ地震、149、150 ;[355]
ヘレフォード地震、221

波状衝撃波、5
感じられない地震波、アンダルシア地震、82 ;
リビエラ地震、157 ;
インド地震、280
ウジエリ、G.、143、176

ナポリ地震における波動の最大速度、35 ;
インド地震では272
地球波の速度、 測定方法、39、93、127、229 ;
深さによる変化、336 ;
波の経路の形状、336 ;
異なる位相の速度、339 ;
ナポリ地震、39
アンダルシア地震、92 ;
チャールストン地震、126 ;
日本の地震、188 ;
ヘレフォード地震、229
インド地震、275、279、284​​
チャールストン地震の可視地球波、110 ;
日本の地震では、186 ;
インド地震では268
火山性地震、5、70
渦巻ショック、5

水、アンダルシア地震の地下への影響、97
インド地震の断層崖によって生じた滝、305
波の道、13
西、CD、272
ウールホープ背斜地震とヘレフォード地震の関連性、241

本文中の誤植を修正しました:

54ページ: CasamenelloをCasamenellaに置き換えました。117
ページ: ‘Captain Dutton’を’Major Dutton’に置き換えました。119
ページ: ‘Capt. Dutton’を’Major Dutton’に置き換えました。315
ページ: RangsonoboをRangsanoboに置き換えました。336
ページ: ‘per sec. per sec.’を’per sec.’に置き換えました
。337ページ: negligeableをnegligibleに置き換えました。

*** プロジェクト・グーテンベルク電子書籍「最近の地震の研究」の終了 **
《完》