教科書〉地学基礎

地球のすがた

最終更新日：2026年7月19日

世界の地震分布図を見ると、震源は地球全体に散らばっているのではなく、細い帯に沿って並んでいます。この単元が扱うのは、その帯の正体です。

地球の形と内部構造をおさえたうえで、表面を覆うプレートがどう動いているかをたどると、地震や火山がなぜ特定の場所に集中するのかが一本の線でつながります。日本列島がなぜ地震国なのかも、ここで説明できるようになります。

地球の内部構造

地球の内部は、地震波の伝わり方の違いから、いくつかの層に分かれていることが分かっています。いちばん外側の薄い岩石の層が地殻、その下の厚い岩石の層がマントル、中心部が主に鉄でできた核です。

核はさらに、液体状の外核と固体の内核に分かれます。地殻とマントル最上部の硬い部分をあわせて「プレート（リソスフェア）」と呼び、その下のやわらかく流動しやすい層（アセノスフェア）の上を動いています。

液体の外核が対流することで地球の磁場が生じていると考えられています。

地球の表面は、十数枚の硬いプレートに分かれており、それぞれがゆっくりと動いています。プレートどうしの境界では大きな力がはたらくため、地震や火山活動が集中します。

境界は3種類に分けられます。

発散型境界：プレートが離れていく所です。海底では海嶺ができ、新しい地殻が生まれます。
収束型境界：プレートが近づく所です。一方が他方の下へ沈み込むと海溝ができ、巨大地震や火山活動が集中して起こります。大陸どうしがぶつかる所では沈み込まずに高い山脈ができます。
すれ違い型境界：プレートが横にずれる所です。断層に沿って地震が起こります。

地震は、プレートの動きでたまったひずみが、岩盤の破壊とともに一気に解放される現象です。震源からは速く伝わるP波（縦波）と、遅れて伝わるS波（横波）が出ます。

P波が到達してからS波が到達するまでの時間を初期微動継続時間といい、これは震源から遠いほど長くなります。この関係を使った大森公式により、初期微動継続時間から震源までの距離を計算できます。

なお、地震そのものの規模を表すのがマグニチュード、ある地点での揺れの大きさを表すのが震度で、この二つを混同しないことが大切です。

実践ワンポイント

大森公式（初期微動継続時間×一定値で震源距離を求める）、プレート境界の種類と、そこにできる地形（海溝・海嶺）の対応が定番です。マグニチュードと震度の違いも押さえましょう。

参考・出典

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