博士論文

東北日本沈み込み帯における地震活動特性と

アスペリティに関する研究

岡田知己

平成１５年

謝辞 本研究を進めるに当たり，長谷川昭教授には，終始変わらぬご指導と激励をいただきま

した．海野徳仁教授，藤本博巳教授，佐藤春夫教授には，多くのご教示をいただきました．

山本清彦助教授，三品正明助教授，松澤暢東京大学助教授，三浦哲助教授，日野亮太助教

授には貴重なご助言をいただきました．心より感謝申し上げます． 第４章で述べた震源域の速度不均質構造の研究は，Wisconsin 大学 Madison 校の C.

Thurber教授，H. Zhang 博士との共同研究によるものであり，同校における滞在中において，お二人並びに Department of Geology and Geophysicsの皆様には多くのご助言とご便宜をいただきました．また，California大学 Berkeley校の D. Dreger博士の作成したプログラム tdmt-invc，Woodward Clyde Federal Servicesの C. Saikia博士の作成したプログラム FKRPROG，米国地質調査所の F. Waldhauser 博士の作成したプログラム hypoDD (Waldhauser, 2001)を使用しました．広島大学の田島文子教授には，モーメントテンソルインヴァージョンについてご助言いただきました．建築研究所の八木勇治博士，防災科学技

術研究所の浅野陽一博士には，2003年宮城県北部地震の発生機構についてご議論いただきました．心よりお礼申しあげます． 本研究では， 2003年宮城県北部地震の稠密余震観測データを使用しました．観測参加者およびご協力いただいた関係各位に感謝申し上げます．また，気象庁，防災科学技術研究

所，東京大学地震研究所三陸沖ケーブル式海底地震計による波形データを使用しました．

観測に関わる関係各位に感謝申し上げます． 東北大学大学院理学研究科地震・噴火予知研究観測センター，地球物理学専攻固体地球

物理学講座の皆様には日頃から多くのご助言とご協力をいただきました．記して感謝の意

を表します．

ii

概要

東北日本は，その下に太平洋プレートが約 8cm/yrの速度で沈み込む，典型的な沈み込み帯に位置する．プレート沈み込みに伴い，東北日本太平洋下のプレート境界においては，

大地震が頻繁に発生し，微小地震活動も活発である．また，太平洋下のプレート境界だけ

でなく，内陸域においても活発な地震活動が見られる．このような地震活動にどのような

特性があるのか知ることは，沈み込み帯のダイナミクスを理解する上で重要であり，一方，

地震防災の観点からも重要な課題である． 近年の研究により，断層面でのすべり様式についての理解が進み，「アスペリティ」と呼

ばれる「地震時以外はほとんど固着しており，地震性すべりが非地震性すべりよりも優勢

である領域」の存在が確認されるようになってきた．本研究では，東北日本における地震

活動特性の詳細な調査に基づいて，アスペリティの分布，活動のゆらぎを明らかにし，さ

らにその成因について理解を深めることを目的とする． 第２章では，プレート境界に発生する中規模地震のアスペリティと活動について，議論

した． まず，２－１節では，釜石沖の「固有地震」の震源域の比較研究について述べた．東北

地方太平洋下の岩手県釜石市沖では 1957年以降M4.8±0.1の地震が間隔 5.52±0.68年間隔で発生していることが見いだされた (Matsuzawa et al., 2002)．彼らは，この「固有地震」的活動は，定常すべり域に囲まれたおよそ 1kmの広がりの孤立したアスペリティが繰り返しすべりを起こしていることによるものと解釈し，次の地震の発生を予測し，予測通りの

地震が 2001 年 11 月に発生した．そこで，本節では，それらの「固有地震」群の内，最近発生した２つの地震（2001年 11月 13日 M4.7，1995年 3月 11日 M4.8）について，波形インヴァージョンにより，アスペリティの広がりを求め，上記の解釈の通りアスペリテ

ィの繰り返しすべりによるものかを検証した．得られた，1995 年と 2001 年の地震のすべり量分布はよく一致している．また，２つの地震のすべり量のピークの位置も非常に近接

している．このことから，1995 年の地震と 2001 年の地震のアスペリティはほぼ共通であり，釜石沖の「固有地震」はアスペリティの繰り返しすべりにより生じていることが確認

できた． 次に，２－２節では，1978年宮城県沖地震震源域周辺に発生した中規模地震について議論した．繰り返しすべりを起こす典型的なプレート境界地震である 1978年宮城県沖地震のアスペリティの周囲では，最近マグニチュード５－６クラスのプレート境界地震が複数発

生している．そこで，波形インヴァージョンによるすべり量分布の推定と震源再決定から，

これらの地震のアスペリティが過去にどのような活動をしていたのかを検討した．その結

果，2002 年 11 月３日（M6.1）の地震は，平均再来間隔が 12.0±2.7 年，平均マグニチュードが 6.1±0.2の地震群に属することが分かった． また，2003年３月３日の地震（M5.8）

iii

については，平均再来間隔は 14.0±3.6 年，平均マグニチュードは 6.1±0.2 の地震群に属することが分かった． このように，中規模地震においてもアスペリティの繰り返しすべりがみられ，アスペリ

ティの繰り返しすべりが普遍的な現象である可能性を示すことができた． 第３章では，2000年一関市西部の地震 (M4.7)を例とし，内陸地震のアスペリティの活動について調べた． 2000年２月１１日１６時８分に岩手県一関市西部を震源とするM4.7の地震が発生した．この地震は東北地方脊梁部に位置し，東北地方で発生する内陸地震の典

型的な例である．また，この地震の震源域近傍では，1999年４月 19日にM4.3の地震が発生した．これらの地震について，それぞれの余震分布は，互いに重なっているが，すべり

量分布を比較すると 2000年の地震のアスペリティは 1999年の地震のアスペリティに隣接しているものの互いに重なってはいない．このことからは，平均的再来間隔よりも充分短

い期間では，同じ場所（アスペリティ）はすべりを起こせないことを示唆しており，地震

発生すなわちアスペリティのすべりにおいて，解放されたエネルギーを蓄積するための準

備過程が必要であることを示している． 第４章では， 2003年 7月 26日宮城県北部の地震（M6.3）の詳細な震源分布および震源

域近傍の速度不均質構造を推定した．余震はおよそ 15km x 15kmの領域に分布する．深さの範囲は 2kmから 13kmである．余震分布の走向は余震域の北部と南部で異なり，北部では南北方向，南部では北東―南西方向である．余震分布の傾斜はおよそ 50度であるが，余震域の最深部ではやや傾斜角が小さい．余震の多くは西ないし北西方向に傾斜した面上に

分布しているが，面から有意に離れて分布する余震もみられ，その分布は，共役断層の様

な形状を呈する．M5.5の最大前震は余震域のほぼ中央に位置し，前震群は余震域の南側に分布することから前震は余震域の南側を破壊したと推定される．本震の震源は余震域の南

側，前震群の分布の端に位置し，本震後の余震は主に余震域の北側に分布する．7/26 16:56の最大余震は余震域の北端に位置する．また，前震域内には本震後余震はほとんど発生し

ていない．このことから，本震の破壊は前震の震源域の近傍から北側に伝播し，また本震

のアスペリティは余震域の北側に位置すると推定される．これはメカニズム解とモーメン

トテンソル解の食い違いを説明し，地殻変動や地震波インヴァージョンによる結果と一致

する． さらに，Double-Difference tomography法 (Zhang and Thurber, 2003)により，震源域

近傍の速度不均質構造を詳細に求めた．余震の並びに対応している領域で速度が急変して

おり，地震波速度の分布から断層面を同定することができた．断層面上盤側（西側）で Vp, Vs とも低速度になっていることが分かった．余震の浅部延長が石巻湾断層の地表トレースと一致すること，西側では東側よりも低い重力異常値となっていることと併せ，これらの

観測事実は，2003年宮城県北部地震が，地殻内の弱面であるかつての正断層にそってすべったことを示している．地殻変動観測や地震波インヴァージョンから推定されたアスペリ

ティ領域では，やや大きな Vpおよび Vsが推定され，断層帯周辺での媒質の変化がアスペ

iv

リティ領域の形成原因であることを強く示唆する．さらに，Vp/Vsの小さい（< 1.7）領域が，震源域の周囲に分布しており，震源域近傍での水の存在，地震発生への関与も示唆さ

れる． このように，本研究により，東北日本に発生する中規模地震について，アスペリティの

繰り返しすべりを確認することができた．さらに，内陸地震の震源断層を速度構造から同

定するとともに，アスペリティに対応した速度構造の変化を初めて見出すことができた．

これらは，地震発生にいたる応力集中過程を理解する上で重要な情報である．今後，他の

地震についても同様の研究を系統的に行い，それらの結果を比較検討することで，理解を

さらに深めることができると期待される．

v

目次 謝辞 ii 概要 iii 目次 vi 第１章 序論 1 １－１．地震サイクルとアスペリティの繰り返しすべり 1 １－２．震源域周辺の速度不均質構造と地震発生過程 3 １－３．本研究の目的 4 第２章 プレート境界に発生する地震のアスペリティとその活動 5 ２－１．釜石沖の「固有地震」の震源域の比較研究 5

2-1-1. はじめに 5 2-1-2. 震源再決定 5 2-1-3. モーメントテンソル解 5 2-1-4. すべり域の推定 6 ２－２．1978年宮城県沖地震震源域周辺に発生した中規模地震 7 2-2-1. はじめに 7

2-2-2. 2002年 11月 3日の地震（M6.1） 8 2-2-3. 2003年３月３日の地震（M5.8） 10 ２－3．議論 10

第３章 内陸地震のアスペリティ － 2000年一関市西部の地震 (M4.7) 42 ３－１．はじめに 42 ３－２．震源分布 42 ３－３．波形インヴァージョン法による震源域の推定 43 ３－４．議論 44

第４章 DD Tomography法による震源域の速度構造 55 ４－１． 2003年 7月 26日宮城県北部の地震（M6.2）について 55 ４－２． DD Tomography法 58 ４－３． データ 59 ４－４． 結果 59

vi

４－５． 議論 60 4-5-1. 速度構造推定の信頼度 60 4-5-2. 2003年宮城県北部地震の発生機構との関係 61

第５章 まとめ 91 参考文献 92

vii

第１章 序論 １－１ 地震サイクルとアスペリティの繰り返しすべり 東北日本は，日本海溝から，太平洋プレートが約 8cm/yrの速度で沈み込む，典型的な沈

み込み帯である．プレートの沈み込みに伴い，東北日本太平洋下のプレート境界において

は，大地震が繰り返し発生し，微小地震活動も活発である．また，太平洋下のプレート境

界近傍だけでなく，内陸域においても活断層が分布し，その周囲において活発な浅発地震

活動が見られる．このような地震活動にどのような特性があるのか知ることは，東北日本

のような沈み込み帯のダイナミクスを理解する上で重要であり，一方，地震防災の観点か

らも重要な課題である． Reid の弾性反発説以来，地震は地下に存在する断層のすべりにより生じ、一旦すべると再び応力を蓄積し，強度の限界に達するとまたすべりを起こすという「地震サイクル」と

いう考えが提唱されてきた．すなわち，断層は地震時には大きなすべりをおこす一方，地

震間では固着し，プレート相対運動を起源とする歪の蓄積により，再び地震を起こすとい

う考え方である．例えば，西南日本の南海トラフにおいては過去に繰り返し地震が発生し

ていると考えられているが，海岸段丘の上昇の履歴から過去の地震発生時とその時に生じ

たすべり量の関係を求め，その履歴は Time-Predictableモデルにより説明されるとする研究がある (Shimazaki and Nakata, 1980)．米国のサンアンドレアス断層のパークフィールド地域においては，Ｍ６の地震が繰り返し発生しているが，その繰り返しおよび揺らぎの

原因について，いくつかのモデルが提唱されている (Bakun and McEvilly, 1984)．また，最近の摩擦構成則に基づく数値シミュレーションによる地震発生サイクルの研究において

も繰り返しすべりが再現できることが確認されている (Kato and Hirasawa, 1997)． 一方，1980年代より，地震・測地観測網の整備や，インヴァージョン理論の発展により，

震源近傍の強震動記録・測地記録や，全世界での遠地地震記録を使用し，波形・変位のイ

ンヴァージョンにより，大地震の断層面上でのすべり量分布を求めるという試みがなされ

てきた(例えば，Hartzell and Heaton, 1983; Thatcher, 1990)．その結果，断層面上のすべり量分布は断層面上において一様ではなく，断層面上の一部の領域において大きなすべり

が起きるということが分かってきた．このような原因を説明するモデルとして，アスペリ

ティ・モデル (Kanamori 1981; Lay and Kanamori 1981)がある．アスペリティ・モデルによれば，断層面上には強度の不均質があり，強度の強い領域（「アスペリティ」）では地

震時に大きなすべりをおこすと解釈される． アスペリティのような強度の強い領域が場所固有の性質として，時間的に保存されるの

であれば，各々の地震サイクルにおいて，すべり量の大きな領域として確認されるアスペ

リティは共通となるはずである．そのような視点から，近接して発生した地震同士でのす

べり領域（アスペリティ）の比較研究がなされた (Thatcher, 1990; Segall and Du, 1993;

1

Tanioka et al., 1996; Schwartz, 1999)．地震波形等のインヴァージョンにより求められるすべり量分布を複数の地震について比較する上では，手法，使用するデータ（観測点）や

断層のモデル化を詳細に検討する必要がある．東北日本弧においても，例えば，1968年十勝沖地震の余震域は 1994年三陸はるか沖地震の余震域と重複しており，これらの２つの地震の間ですべり量の分布にどのような再現性があるかはアスペリティ・モデルの検証の上

で非常に重要である．そこで，複数の研究者によりすべり量分布の比較が行われているが，

1994 三陸はるか沖地震の大きなすべり領域では 1968 年十勝沖地震のすべりが小さかったとする研究 (Tanioka et al., 1996; Schwartz, 1999)や，重複するすべり領域と重複しないすべり領域があるとするとする研究 (Nakayama and Takeo, 1997)があるなど，結果にばらつきが見られる．しかしながら，気象庁の１倍強震記録と WWSSN の遠地記録とを用い，同じ手法により得られたすべり量分布を比較すると，1994年三陸はるか沖地震のすべり量の大きな領域は1968年十勝沖地震の南側のすべり量の大きな領域と重複することが分かった (永井・他，2001)．さらに，三陸沖で発生した他のＭ７以上の大地震においても，同様に解析することで，大きなすべり量をおこしている領域に再現性があることが分かってき

た (山中・菊地, 2002)．一方，GPS観測に基づき，プレート境界での固着量（バックスリップ）の分布の推定が行われ，地震時にすべり量の大きい場所が，地震後は固着（バック

スリップ）量の大きな領域に対応することが分かってきた (Nishimura et al., 2000; Suwa et al., 2003)．すなわち，「アスペリティ」とは「地震時以外はほとんど固着しており，地震性すべりが非地震性すべりよりも優勢である領域」であると定義しなおすことができ，い

くつかの大地震については，「アスペリティ」が時間的に保存され，繰り返しすべりをおこ

すことが確認されたと言える． 一方，小・微小地震については，「相似地震」と呼ばれる波形の良く似た地震が存在する．

例えば，サンアンドレアス断層のパークフィールド地域においては，測地測量から求めら

れる固着量が小さく，定常的に非地震性すべり（クリープ）を起こしている領域がある．

その領域では，微小地震活動が活発であるが，その内のクラスターをなしている地震群に

ついて，非常に良く似た観測波形が得られる (Nadeau and McEvilly, 1997)．また，「相似地震」は非常に狭い領域内で，１～２年間隔でほぼ等間隔に起きている．このような相似

地震は，アメリカ西海岸の他の断層でも確認されている (Vidale et al., 1994; Ellsworth 1995; Waldhauser and Ellsworth, 2002)．「相似地震」を非地震性すべり領域に囲まれた小さなアスペリティの繰り返しすべりであると考え，いくつかのモデルが提唱されている (Nadeau and Johnson, 1998; Beeler et al., 2001; Sammis and Rice, 2001; Johnson and Nadeau, 2002)．また，相似地震の発生頻度は，周辺の非地震性すべり領域のすべり速度を反映していると考えられることから，断層面上でのすべり速度分布を推定するという試み

もなされている (Nadeau and McEvilly, 1999)．東北日本太平洋下のプレート境界においても同様の相似地震が確認されており (Matsuzawa et al., 2002; Igarashi et al., 2003)，プレート間のすべり速度を求めるという試みもなされている (Uchida et al., 2003a)．

2

１－２．震源域周辺の速度不均質構造と地震発生過程 前節で述べたように，領域固有の性質として，地震の「アスペリティ」が認識されるよ

うになってきた．一方，地震波速度トモグラフィーの開発 (Aki and Lee, 1976)以来，地震波の走時データから，地下の３次元的な地震波速度構造を求めるといった研究がこれまで

数多くなされてきた．速度不均質構造は地下の媒質の物性を明らかにする上で最も重要で

ある．その対象として，断層周辺域や大・中地震の震源域周辺の速度構造も調べられてき

た． 1966年 Parkfield地震（M6.0）では，すべり量の大きな領域ではＰ波速度（Vp）が大きい傾向が見られる (Eberhart-Phillips and Michael, 1993)．また，震源（破壊開始点）はVp が小さい (Eberhart-Phillips and Michael, 1993)，Vp/Vs が大きい (Michelini and McEvilly, 1991)等の報告がある．1989年 Loma Prieta地震（M7.0）では，余震分布の並びに沿ってＰ波の高速度域が確認されている (Lees, 1990)．1992年 Landers地震（M7.3）では，Vpの比較的大きな領域と余震分布とが対応している (Zhao and Kanamori, 1993)．1994年 Northridge地震（M6.7）では，余震の多い領域では Vpが大きく，余震の少ない領域では Vpが小さい傾向が見られる (Zhao and Kanamori, 1995)．1995 年兵庫県南部地震（M7.2）では，震源（破壊開始点）近傍において，Vp, Vs共に小さく Vp/Vsが大きいことから，震源近傍では水（流体）が存在し，そのため地震が発生しやすい状態であったと

する報告がある (Zhao and Negishi, 1998)．1996年鬼首地震（M5.9, M5.7）では，周辺に存在するカルデラに対応する低速度域に囲まれた高速度域内に震源断層が分布している (小野寺・他，1998; Nakajima and Hasegawa, 2003)．1999年 Izmit地震（M7.4）では，断層にそって，パッチ状に Vpの小さな領域があり，本震のすべり量の大きな領域は低速度域を避けるように分布している (Nakamura et al., 2002)． このようにこれまでいくつかの研究がなされてきたが，従来のトモグラフィー法では，

波線が分布する領域はイメージできるものの，波線の始点である震源近傍を充分な分解能

でイメージすることができないため，震源断層やアスペリティを明瞭にイメージした例は

殆ど無い．ただし，これまでに得られた結果にはいくつかの傾向があるように見える．一

つは，余震域，断層やすべり域の広がりと関連した速度不均質性がありそうである，とい

うことである．前節でアスペリティが場所固有の性質であることを議論したが，そのよう

な速度構造の変化はアスペリティの実体と深い関わりがあると考えられ，より高い空間分

解能で震源域の速度不均質構造を求め，アスペリティの実体を明らかにする必要がある．

もう一つは Vp/Vs の値が断層帯あるいは震源（破壊開始点）近傍で周囲と変化しており，流体の存在が示唆されるということである．断層帯における水の存在および地震発生との

関わりについてはこれまでも議論されており(例えば，Eberhart-Phillips et al., 1995; Hickman et al., 1995)，実際の断層の実深度において，どのような分布をしているか知ることは，地震発生における水の役割を明らかにする上で極めて重要である．

3

１－３．本研究の目的 １－１で述べたように，主に，大地震について，アスペリティの繰り返しすべりが確認

されるようになってきた．大地震については規模が大きいことから，すべり量分布等の議

論が可能であるが，一方で，再来間隔が数十年以上と長く，そのため，複数の繰り返しサ

イクルの中で，アスペリティがどのように振る舞うかということを知ることは一般に難し

い．一方，中規模地震については，繰り返し間隔が十数年であることから，複数の繰り返

しサイクルについて議論することが可能であるとともに，すべり量分布等の詳細な議論も

可能となると期待される．そこで本研究では，東北日本の太平洋下のプレート境界や内陸

部に発生する中規模地震について，波形インヴァージョンによるすべり分布の推定と高精

度震源決定から，上記の課題を検証する． 東北日本内陸部においては，３次元地震波速度構造 (Nakajima et al., 2001b)，GPS観測による地表変形分布 (Miura et al., 2002; 佐藤・他，2002)，Ｓ波反射面分布 (堀・他， 1999)，深部低周波微小地震活動 (岡田・長谷川, 2000)などから，東北地方内陸部における歪集中様式と地震発生機構が明らかになりつつある．GPS 観測に基づく歪速度分布をみると，東北地方脊梁部に顕著な短縮変形領域（歪集中域）があり，それが内陸浅部の微小地

震活動の活発な領域やモホ面直下の Vp/Vs の大きな領域の上部に対応していることから，スラブを起源として深部から供給される水により局所的に地殻が塑性変形し，その変形に

取り残された部分で，領域全体の変形を一様にするべく，地震が発生するというモデル (長谷川・他，2003)が提案されている．東北地方内陸部には活断層が分布し，その周囲で活発な地震活動が見られることから，地殻の変形過程・地震発生過程の理解を深める上では，

断層近傍での速度不均質構造を詳細に求め，内陸地震のアスペリティの成因や，水をはじ

めとする流体との関わりを明らかにすることが必要である．これまで東北日本内陸部にお

いては，反射法地震探査 (平田・他，1999)やアレイ観測による散乱体の分布の推定 (松本・他，1999)などから，1896 年陸羽地震の震源断層である千屋断層の深部形態に対応すると思われる反射面や散乱体の分布が推定されてはいるが，従来のトモグラフィー法による速

度構造解析では，震源断層やアスペリティを明瞭にイメージすることができなかった．最

近 Double-Difference トモグラフィー法 (Zhang and Thurber, 2003)という新しい手法が開発され，従来の手法では充分ではなかった震源域近傍での速度不均質構造の推定が可能

になった．そこで，本研究では，2003年宮城県北部地震（M6.2）を対象に，Double-Difference トモグラフィー法により震源域の詳細な速度不均質構造のイメージングを試みる．そして，

アスペリティや地震発生過程との関わりを検討する．

4

第２章 プレート境界に発生する地震のアスペリティとその活動 ２－１．釜石沖の「固有地震」の震源域の比較研究 2-1-1. はじめに 東北地方太平洋下のプレート境界では大地震が頻発してきた．その中で，北緯 39度～40度，東経 142度～143度の領域では，1926年以降M6以上の地震が発生していない．ただし，活発な微小地震活動がみられる（図 2-1）．その理由として，この領域では，大きなアスペリティが存在せず，微小地震に対応するような小さなアスペリティのみ分布すること

が挙げられる．この領域の岩手県釜石市沖では，1957年以降M4.8±0.1の地震が 5.52±0.68年間隔で発生していることが見いだされた (Matsuzawa et al., 2002)（図 2-2）．このような「固有地震」的活動はおよそ 1kmの広がりのアスペリティが繰り返しすべりを起こしていることによるものと解釈された (Matsuzawa et al., 2002)．そこで，本節では，この「固有地震」群の内，最近発生した２つの地震（2001年11月13日M4.7，1995年3月11日 M4.8）について，波形インヴァージョンにより，アスペリティの広がりを求め，アスペリティの

繰り返しすべりを検証する (Okada et al., 2003a)． 2-1-2．震源再決定 1995年と 2001年の地震について震源（破壊開始点）の位置を正確に求める必要がある．ここでは，均質観測点法 (Ansel and Smith, 1975)を使用した．２つの地震について，近傍の 12観測点のＰ波および 3観測点のＳ波の到着時からそれぞれの地震の相対位置を求めた．用いた速度構造は東北大学がルーチン処理に用いている構造 (Hasegawa et al., 1978)である．震源決定の結果 2001年の地震の震源は 1995年の地震の震源からおよそ 200m西に求められた．２つの地震の深さはほぼ同じでおよそ 44km である．ちなみに震源決定位置の

誤差は南北方向に 50m，東西方向に 70m，深さ方向に 100mである． 2-1-3. モーメントテンソル解 次にこの２つの地震のモーメントテンソル解を求めた．方法は，Dreger and Helmberger

(1993)による．グリーン関数は Saikiaによるプログラム FKRPROG (Saikia, 1994)を使用し，波数積分法により求めた． グリーン関数の計算に使用した構造を表 2-1に示す． データとして，東北大学広帯域地震観測網による波形記録を使用した．これらの観測点

では，STS-1ないし STS-2型地震計が設置されている．波形は各観測点で 22ビット，100Hzサンプリングされ，WINフォーマットに変換され，仙台の地震・噴火予知研究観測センタ

5

ーに送られている．解析では 1995年，2001年の地震で共通となる３つの観測点（SWU: 距離 68km，方位 279度，HSK: 距離 130km，方位 338度，HMK: 距離 96km，方位 309度）の波形を 0.02～0.05Hzのバンドパスフィルターにかけ，1Hzでリサンプルしたものを使用した． 得られたモーメントテンソル解は２つの地震で殆ど同じであることがわかる（図 2-3）．解は逆断層型の解であり，西側に低角に傾斜した節面を持つ．この面は沈み込む太平洋プレートの境界の傾斜，走向とほぼ一致することから，これらの地震はプレート

境界で発生した地震であり，この面が断層面であると考えられる． 2-1-4. すべり域の推定 次に，波形インヴァージョンにより，破壊域の広がりを求める．これまで，多くの研究

者により，地震波形を用いた震源過程の解析が行われてきた．その手法は断層面を小断層

に分割し，それぞれの小断層でのすべり量，すべり時間関数を，観測波形のインヴァージ

ョンにより求めるというものである (例えば，Hartzell and Heaton, 1983)．その際に各小断層でのグリーン関数が必要になる．これまでの多くの研究では，地殻・上部マントル構

造を仮定し，数値計算によりグリーン関数を求めるといった方法が行なわれてきた．その

場合，現実的な数値計算のためには，３次元的に顕著な構造の不均質が存在しないことが

要請される．しかしながら本研究では，周波数数 Hz程度の波を解析に使用するため，この帯域について，数値計算により，充分な精度のグリーン関数を求めることは困難である．

そこで本研究では経験的グリーン関数法 (Hartzell, 1978; Mori and Hartzell, 1990; Flecther and Spudich, 1998; Okada et al., 2001, 2003c)を使用する．観測点近傍の地盤構造に顕著な３次元性が見られる場合，水平成層構造では説明できないような顕著な後続波

が現れるが(例えば，Iwata and Irikura, 1994)，経験的グリーン関数法では，そのような後続波を容易に考慮することができる． 経験的グリーン関数法では，対象とする地震の近傍で発生した小地震の波形をグリーン

関数とする．本研究では以下の条件により経験的グリーン関数とする地震を選んだ． １）対象とする地震の近傍で起きた地震であること． ２）対象とする地震とのマグニチュードの差が１前後であること． この場合は 2001年８月 17日 12:14 に発生したM3.1の地震の観測波形を経験的グリーン関数とした． インヴァージョンの手法としては，マルチタイムウインドウ法 (Hartzell and Heaton,

1983)を用いた．この方法では，各小断層において時間的に複数回のすべりを許すことで，ライズタイムおよび破壊伝播時間のゆらぎを線形化した形で表現することができる．ここ

では，以下のように解析を行った．先の震源再決定により，断層面は Strike N210°E，Dip30°の矩形とした．設定した断層面をいくつかの小断層に分割し，各小断層中央のグリッドにおいて，破壊先端の到着後，震源時間関数を，その時間幅の半分の時間間隔で複数

6

個与えた．グリッドの配置を図 2-4に示す．震源時間関数は三角形型とした．小断層のサイズは経験的グリーン関数として用いた地震の断層面積，震源時間関数のパルス幅は解析対

象地震と経験的グリーン関数として用いた地震のライズタイムの差と考えることができる

が，適当なスケーリング則（例えば， 宇津, 1984, p. 249）を参考にそれぞれ，300mx 300m，0.1秒と設定した．破壊先端は震源から同心円状に等速度で伝わるとする．破壊先端の伝播速度は S 波速度の 80%を仮定した．なお，この方法では，すべり方向は経験的グリーン関数のそれと同じとなり，求められたモーメント解放量分布は経験的グリーン関数の地震に

対しての相対的な値である．速度構造および地震波線の計算は東北大学のルーチン処理で

使用しているもの (Hasegawa et al., 1978)を用いた． データとしては，東北大学微小地震観測網で観測された波形データを使用した．それぞ

れの観測点では，固有周期 1秒の地震計または，STS-1, STS-2型広帯域地震計が設置されている．地震計の出力は白山工業製のデータ変換装置 LT8500により，AD分解能 24ビットで 100Hzサンプリングされたのち，WINフォーマットとして連続記録が仙台の地震・噴火予知研究観測センターに伝送されている．2001年の地震の解析では，併せて，東京大学地震研究所により釜石沖に設置されたケーブル式海底地震計（OB3）の記録および気象庁観測点（JOF）の記録も使用した．5Hzのローパスフィルターを掛け，20Hzでリサンプルした，S波到着前 2秒から 5秒間の３成分波形を解析に用いた． 図 2-5に 1995年および 2001年の地震それぞれについて得られたすべり量分布を示す．

2001年の地震では，すべり域の広がりはおよそ 1.5 x 1.5 km^2である．すべり域の分布はそれほど複雑ではなく，すべり量のピークの位置は震源の近傍にある．1995年の地震では，すべり域の広がりはおよそ 1.5 x 1.5 km^2であり，2001年の地震と同程度である．すべり量のピークの位置は震源からおよそ 200m 西にある．観測波形とインヴァージョンによる

合成波形との比較を， 1995 年の地震については図 2-6 に， 2001 年の地震については図2-7に示す．それぞれの地震について，観測波形を良く再現できている． 図 2-5 (c)に 1995年と 2001年の地震のすべり量を，2-1-2で得られた震源位置により重

ねて示す．２つの地震のすべり量分布はよく一致している．また，２つの地震のすべり量

のピークの位置も非常に近接している．このことから，1995 年の地震と 2001 年の地震のアスペリティは共通であり，釜石沖の「固有地震」はアスペリティの繰り返しすべりによ

り生じていることが確認できた． ２－２．1978年宮城県沖地震震源域周辺に発生した中規模地震 2-2-1. はじめに 本節では，1978年宮城県沖地震（M7.8）の震源域周辺のプレート境界に発生した中規模地震について，アスペリティの「繰り返しすべり」を確認する．1978年宮城県沖地震は典

7

型的なプレート境界型地震であり，また，過去の地震活動履歴から，繰り返しすべりを起

こしていると考えられている． 1978年宮城県沖地震のアスペリティの周囲では，最近マグニチュード５－６クラスの地震が頻発している（図 2-8）．その内 2003年５月 26日，７月 26日の地震を除くと，他は低角逆断層型のメカニズム解であることから，プレート境界に発生した地震であると考え

られる．このような中規模地震のアスペリティが，1978年宮城県沖地震のアスペリティや周辺の地震のアスペリティでのすべりに対してどのように振る舞うのか知ることは，プレ

ート境界の地震発生過程を知る上で重要である．そこで，ここでは，2002 年 11 月３日の地震（M6.1）および 2003 年３月３日の地震（M5.8）を取り上げ，これらの地震のアスペリティが過去にどのような活動をしていたのかを明らかにする．

2-2-2. 2002年 11月 3日の地震（M6.1） まず，マスターイベント法 (Spence, 1980)により本震および余震の震源再決定を行う．用いた観測点は東北大学微小地震観測網である．この地震の震源域は海域にあるため，陸

域の観測点のみでは精度良く震源の深さを決めることが困難である．そこで，震源がプレ

ート境界 (例えば，Umino et al., 1995)にあると仮定し，震央の位置を決定した．用いた速度構造は東北大学ルーチン構造 (Hasegawa et al., 1978)である．図 2-9に得られた震源（震央分布）を示す．2002年 11月３日の地震の余震域の広がりは約 10kmｘ10kmである．この地震の約１ヶ月後の 12月 5日にM5.2の地震が発生したが，12月５日の地震およびその余震は南東に約１５ｋｍ離れて位置する． 次に，波形インヴァージョンにより，破壊域の広がりを求める． この場合は 11/4 4:14 に発生したM4.7の余震の観測波形を経験的グリーン関数とした．断層面は Strike N15°E，Dip30°の矩形とした．グリッドの配置を図 2-10に示す．震源時間関数は三角形型とした．小断層のサイズと震源時間関数のパルス幅はそれぞれ，1.5kmx 1.5km，0.3秒と設定した． 解析には東北大学広帯域地震観測網の内，近隣の９観測点における波形データを用いた．

観測点の配置図を図 2-11に示す．上下動成分について，Ｐ波到着２秒前から１４秒間の区間を切り出し，20Hz にリサンプルし，カットオフ周波数 1Hz のローパスフィルターをかけた． 得られたすべり量分布を図 2-12に示す．図には最大値で規格化した値で示している．こ

こでは，すべり量が最大値の半分より大きな領域をアスペリティと定義することにする (永井・他，2001)．アスペリティの広がりは震源（破壊開始点）を中心として，およそ 10kmx10kmであり，余震域の広がりとほぼ等しい．しかし，最大のすべり量は震源から北西方向，す

なわちダウンディップ方向に位置し，その近傍では余震が少ない傾向があり，本震のすべ

り量分布と余震分布とに相補性 (Mendoza and Hartzell, 1988)が認められる．図 2-13に観測波形と合成波形との比較を示す．合成波形は観測波形をよく説明している．解の安定度

8

の確認として，各１観測点を除いた９つのデータセットで，インヴァージョンを行った（図

2-14）．面積にして約１割程度のゆらぎはあるが，ほぼ一致した解が得られており，今回のインヴァージョンの安定性が確認できた． 次に過去の地震活動との比較を行った．気象庁の地震カタログによれば，この地震の周

囲には過去に同様の規模の地震が発生している (長谷川・他，2002)．そこで，以下の手順で，2002年の地震のアスペリティが過去に繰り返しすべりを起こしたかどうか確認した． １）東北大学，気象庁の読みとり値を用いて震源再決定を行う．余震の震源再決定の場

合と同様に，震源の深さはプレート境界に固定し，震央の位置を求めた．東北大学の読み

とり値のある 1975年以降については，余震の場合と同様にマスターイベント法により相対位置を精度良く求めた． ２）先に求めた，2002年の地震のアスペリティの広がりを基準面積とし，応力降下量が一定となるように，円形クラックを仮定し，マグニチュードから，各地震のアスペリティ

の広がりを求めた（例えば，Scholz, 1990, (4.30)式）．震源決定誤差とアスペリティの広がりを考慮し，各地震のアスペリティが重複するかどうか判断した． 図 2-15 には 1975 年以降の地震について，マスターイベント法にて震源再決定を行った結果を示す．2002年の地震のアスペリティと過去の複数の地震のアスペリティとがほぼ重なっていることがわかる．その内，1986 年 12 月 1 日の地震のマグニチュードは 6.0 であり，2002 年の地震と近いマグニチュードの値を示している．また，1983 年 11 月 11 日の地震（M5.4），1987年５月 12日の地震（M5.7），1997年 10月 11日の地震（M5.1）の地震など，2002年の地震と比べてやや小さなマグニチュードの地震も含まれており，それらはやや東側に分布している．（以下，これらをグループＡとよぶ．）一方， 12月５日の地震は，1994年 8月 14日の地震（M6.0），1982年６月１日（M6.2）の地震と重なっている．（以下これらをグループＢとよぶ．） 次に，1953年以降の地震の分布を図 2-16に示す．この場合は，M5.7から 6.4の地震について通常の方法で再決定を行った結果を示す．マスターイベント法による 1975年以降の地震に対する結果と同様に，過去の地震のアスペリティと重なっている様子が分かる．2002年 11 月３日の地震を含む地震群（グループＡ）について，1975 年以前では，1954 年 11月 19日の地震(M6.1)，1965年２月 16日の地震（M5.7），1973年 11月 19日の地震（M6.4）が該当する．また， 1994年８月 14日の地震の地震群（グループＢ）は，1970年９月 14日の地震（M6.2）および 1953 年 12 月７日の地震（M6.4）が該当すると考えられる．これら２つの地震群の他に，1986年３月２日の地震（M6.0），1968年７月５日の地震（M6.4）および 1958年２月 16日の地震（M6.1）の地震を含むアスペリティは非常に近接している（以下，これらをグループＣとよぶ）．図 2-17 に時間―マグニチュード図をそれぞれのグループ毎に色分けして示す．2002 年 11 月３日の地震の属するグループＡでは，平均再来間隔が 12.0±2.7年，平均マグニチュードが 6.1±0.2，1994年８月 14日の地震の属するグループＢでは，平均再来間隔が 13.6±2.3年，平均マグニチュードが，6.2±0.1，1986年 3

9

月 2日の地震の属するグループＣでは，平均再来間隔が 14.0±3.6年，平均マグニチュードが，6.2±0.2となる．

2-2-3. 2003年３月３日の地震（M5.8） 2002年 11月 3日の地震と同様に解析を行った．図 2-18に余震分布を示す．またこの地

震の近傍では 2002 年 10 月２日に M5.4の地震が発生しており，その地震についても，本震および余震の震源決定を行った．手法他は 2-2-2と同じである．3月３日の地震の余震は少なく，余震域の広がりは明瞭ではないが，１０月２日の地震およびその余震域とは重な

っていないように見える．次に波形インヴァージョンにより，アスペリティの広がりを求

めた．図 2-19 にグリッドの配置を示す．図 2-20 に波形インヴァージョンに用いた観測点配置を示す．11 月３日の地震と同様に，東北大学広帯域地震観測網の観測点７点の波形を解析に用いた．上下動成分について，Ｐ波到着２秒前から９秒間の区間を切り出し，20Hzにリサンプルし，カットオフ周波数 1Hz のローパスフィルターをかけた．経験的グリーン関数としては，2002 年１月 29 日に発生した M4.8 の地震の観測波形を用いた．断層面はStrike N15°E，Dip°30の矩形とした．グリッド間隔は 1.5km，各タイムウインドウの時間幅は 0.3秒とした． 図 2-21にすべり量分布を示す．アスペリティの広がりは約 4km x 4km である．この余

震や，2002 年 10 月２日の地震およびその余震の分布と比べると，アスペリティは，余震や 2002 年の地震活動とは重複しないことがわかる．図 2-22 に観測波形と合成波形の比較を示す．観測波形は合成波形と良く一致している．解の安定性を確認するため，各々１観

測点を除いた 7つのデータセットで，インヴァージョンを行った（図 2-23）．面積にして約１割程度のゆらぎはあるが，ほぼ一致した解が得られており，今回のインヴァージョンの

安定性が確認できた． 次に，過去の地震活動との比較を行う．図 2-24には 1975年以降の M5以上の地震について，マスターイベント法により決定した，震央の位置を示す．2003 年 3 月および 2002年 10月の地震のアスペリティと 1985年 8月 12日の地震（M6.4）のアスペリティと重複していることがわかる．さらに 1953 年以降の M5.7 以上の地震と比較した結果を図 2-25に示す．1975年４月８日の地震（M5.9）および 1959年 12月 23日(M5.7)の地震のアスペリティは近接している．図 2-25に示す地震についての時間―マグニチュード分布を図 2-26に示す．平均再来間隔は 14.0±3.6年，平均マグニチュードは 6.1±0.2である．

２－3．議論 釜石沖の「固有地震」のうち，最近の２つの地震について，すべり量分布を求め，釜石

沖の「固有地震」が約 1kmの広がりのアスペリティの繰り返しすべりにより起きているこ

10

とを確認した．さらに，1978年宮城県沖地震震源域周辺で最近発生した地震群について，波形インヴァージョンから断層面積を求めるとともに，これらの地震群周辺で過去約５０

年間に発生した地震について震源再決定を行った．その結果，これらの地震群についても，

過去に発生した地震の震源域と重複している可能性を示した．このことは，東北日本太平

洋下のプレート境界で発生しているこれらの中規模地震も，釜石沖の「固有地震」と同様

に，アスペリティの繰り返しすべりであることを意味する． 本研究で得られた，1978年宮城県沖地震周辺の４つの中規模地震グループの平均地震モーメントと平均繰り返し間隔を，1978年宮城県沖地震 (地震調査研究推進本部 地震調査委員会, 2000)，釜石沖の「固有地震」 (Matsuzawa et al., 2002)，釜石沖の「固有地震」周辺で見られる，ほぼ等間隔で発生する相似地震クラスターＡ (五十嵐, 2000)，および，Parkfield地域の相似地震 (Nadeau and Johnson, 1998)と比較したものを図 2-27に示す．ここで，地震モーメントは気象庁マグニチュードより求めた (Hanks and Kanamori, 1979)．ただし，この図では，Parkfield 地域の地震については，Parkfield 地域のプレート相対速度と東北日本太平洋下のプレート相対速度の違いを考慮し， Parkfield 地域のプレート相対速度（2.3cm/year）を東北日本太平洋下のプレート相対速度（8.5cm/year）で割った値を乗じて繰り返し間隔を表示している．図からは，今回得られた地震についても，他の東

北日本太平洋下のプレート境界の繰り返し地震と同様に，Nadeau and Johnson (1998)の関係式（16）でほぼ説明できることがわかる．

1978年宮城県沖地震震源域周辺で最近発生した中規模地震群について，それらがアスペリティの繰り返しすべりであるとすると，再来マグニチュードと再来間隔にゆらぎがある

ことになる．ゆらぎの大きさはマグニチュードで 0.2，間隔で約２割となる．さらにM6クラスのアスペリティ内あるいは極近傍でやや小さな地震が発生した例が確認できる．例え

ば， 1994年 8月 14日のM6.0の地震を含む地震群（グループＢ）においては，平均的再来間隔から，次回の地震は 2008 年１月頃と予測されるが，1994 年８月の地震の震源域内あるいは極近傍で 2002年 12月 5日の地震（M5.2）が発生している． このようなゆらぎの原因としては，まず，アスペリティ周辺の準静的すべり域での非地

震性すべりのゆらぎが挙げられる．釜石沖の「固有地震」については，平均間隔が 5.5年であり，ほぼ一定間隔で起きているが，最近の２回の地震については，やや大きなゆらぎが

見られる．特に 1995年の地震では 4.7年と平均間隔よりも 0.8年短くなっている．その原因については，1994 年の三陸はるか沖地震（M7.5）の余効すべり域が南方に拡大し (Matsuzawa et al., 2002)，あるいは，1992年の三陸沖の地震（M6.9）後に準静的すべりがプレート境界に沿って深部に伝播し (Uchida et al., 2003b)，1995年の地震発生前に周辺での非地震性すべり速度が増加したためという指摘がなされている．1978年宮城県沖地震震源域の周辺の最近の地震の例では，例えば，12月 5日の地震(M5.2)の約１ヶ月前に発生した 11月 3日の地震（M6.1）後には GPS観測から準静的なすべりが捉えられており (三浦・他，2003)，準静的すべり域の近傍で 12月 5日の地震が発生している．このことから，

11

準静的すべりに伴うアスペリティ周辺でのプレート間相対速度の増加により，12月 5日の地震のアスペリティの破壊が促進された可能性が指摘される．また，11 月３日の地震の周辺（グループＡ，Ｂ，Ｃ）の例では，３つの地震群での地震の発生が時間的に近接してい

るようにみえる．このことから，ある地震のすべりに伴い，周辺に準静的なすべりが広が

り，次に隣接したアスペリティですべりをおこすようなモデル (Matsuzawa et al., 2003; Uchida et al., 2003a; 加藤, 2003)が考えられる（図 2-28）．一方で，1978年宮城県沖地震前後を比較すると，地震前は比較的規則的に起きていたが，地震後はやや不規則になって

いるようにみえる． 1978 年宮城県沖地震後の潮位変動および水準変動から推定される1978年宮城県沖地震後の余効すべり域は，主に本震の地震時すべり域の深部に進展し，今回対象とした地震の震源域近傍へはあまり進展していないと推定されている (Ueda et al., 2001)ものの，1978 年宮城県沖地震後の余効すべりがこれらの地震発生に擾乱を与えた可能性が考えられる． 一方，アスペリティの不均質性自体がそのようなゆらぎを起こす原因となっていること

も考えられる．例えば，1968年十勝沖地震と 1994年三陸はるか沖地震の比較では，1968年十勝沖地震は３個のアスペリティの破壊によるが，1994年三陸はるか沖地震はその内の１つの破壊である可能性が指摘されている (永井・他，2001)．そのような複数のアスペリティの挙動は，岩石実験や数値シミュレーションにより再現できることが確認されている． (Yoshida and Kato, 2001; 加藤, 2003)．また，アスペリティ内部およびその周囲にゆらぎを持つ強度分布を与えた数値シミュレーションによると，ブロック間の相対速度を一定に

した場合でも発生する地震のマグニチュードや間隔にゆらぎが生じることが確認されてい

る (Senatorski, 2002)．11月３日の地震では，震源に比べて，西側の深い側にすべりの大きな領域があり，東側の浅い側に余震が発生しているが，余震の多い東側には，過去にや

や規模の小さな M5 クラスの地震がいくつか発生している．この原因としては，東側では不均質の度合いが大きいために余震やＭ５クラスのやや小さな地震が起きているのかもし

れない．また，3月３日の地震の例では，同じアスペリティと思われる，1985年８月 12日の地震の震源域の広がりの中に，2001 年 10 月 2 日の地震が含まれているなど，アスペリティが複雑な構造をしていることが想像される．今後，より多くの事例について，釜石沖

の「固有地震」の例のように，すべり量分布を直接比較することが必要である．

12

Thickness (km)

P velocity (km/s)

S velocity (km/s)

Density (km/m^3)

Qp Qs

3 5.5 3.14 2300 600 300 15 6.0 3.55 2400 600 300 15 6.7 3.83 2800 600 300 67 7.8 4.46 3200 600 300 - 8.0 4.57 3300 600 300 表２－１．モーメントテンソルインヴァージョンに使用した速度構造．

13

38N

39N

40N

41N141E 142E 143E 144E 145E

95/ 1/ 1 - 1/12/31Tohoku Univ.

0.0 -Mag- 5.0H: 0km - 60km

38N

39N

40N

41N141E 142E 143E 144E 145E

1926-2001 JMA : 0-40km:40-60km

M: 6 7 8

(a)

(b)

図 2-1. 三陸沖に発生した深さ 60km 以浅の地震の震央分布． (a) 気象庁カタログによる

1926年から 2001年までのM6以上の地震．(b) 東北大学カタログによる 1995年から 2001年までの微小地震の分布．矢印は釜石沖の「固有地震」のクラスターを示す．

14

0

5

10

15

Cum

ulat

ive

Mom

ent (

10^1

6Nm

)

1960 1970 1980 1990 2000

Time (year)

0

1

2

3

4

5

6

7M

agni

tude

1960 1970 1980 1990 2000

Time (year)

57.09.27 62.07.30 68.10.17 73.12.08 79.07.19 85.03.01 90.07.16 95.03.11 01.11.13 M4.8 M4.9 M4.9 M4.8 M4.8 M4.8 M4.8 M4.8 M4.7

→→

図 2-2. 釜石沖の「固有地震」の活動． (a) M-T図．(b) 気象庁マグニチュードによる累積

モーメント（Aki, 1972による）．

15

Tangential Radial Vertical

HSK_f0.05.data,339 Max Amp=2.57e-04 cm VR=62.130.00 sec

HMK_f0.05.data,308 Max Amp=6.19e-04 cm VR=82.930.00 sec

SWU_f0.05.data,279 Max Amp=4.58e-04 cm VR=77.830.00 sec

P

T

Tangential Radial Vertical

HSK_f0.05.data,339 Max Amp=2.66e-04 cm VR=69.530.00 sec

HMK_f0.05.data,308 Max Amp=6.00e-04 cm VR=86.630.00 sec

SWU_f0.05.data,279 Max Amp=5.34e-04 cm VR=91.630.00 sec

P

T

(a)

(b)

Mo =1.05e+23

Mw =4.6

Percent DC=88

Percent CLVD=12

Variance=2.26e-09

Var. Red=7.70e+01

Mo =1.11e+23

Mw =4.7

Percent DC=97

Percent CLVD=3

Variance=1.65e-09

Var. Red=8.49e+01 図 2-3. (a) 1995年および(b)2001年の地震のモーメントテンソル解．観測波形（実線）と

理論波形（破線）との比較を併せて示す．

16

142˚ 07' 30" 142˚ 09' 00"

39˚ 18' 00"

39˚ 19' 30"

0 0.5 1

km

20011113_Mw4.7 19950311_Mw4.6

140˚ 00'140˚ 30'141˚ 00'141˚ 30'142˚ 00'142˚ 30'

39˚ 00'

39˚ 30'

40˚ 00'

0 20

km : 2001& 1995: 2001

HOJ

HMK

OID

DIT

SN3JOF

MY3

FD2

KMBKTH

MNM

KGLOB3

(a)

(b)

図 2-4. (a) すべり域の推定に使用した観測点分布．太い＋は 1995 年と 2001 年の地震の解析の両方に使用した観測点，細い＋は 2001年の地震の解析にのみ使用した観測点を示す．(b) 波形インヴァージョンに使用したグリッドの配置図．大きな＋は2001年の地震，小さな+は 1995年の地震を示す．

17

0 0.5 1

km

1.00.50.0

142˚ 07' 30" 142˚ 09' 00"

39˚ 18' 00"

39˚ 19' 30"

0 1 2

km

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

01-11-13 95-03-11

-1

0

1Dip

[km

]-1 0 1

Strike[km]

0.5

0.5

-1

0

1Dip

[km

]

-1 0 1Strike[km]

0.5

0.5

0.5

(a) 01-11-13 (b) 95-03-11

(c)

図 2-5. (a) 1995年の地震，(b) 2000年の地震のすべり量分布．最大値で規格化した値で示

す．コンター間隔は 0.25である．(c) 1995年の地震と 2001 年の地震のすべり量の比較．1995年の地震については赤破線で，2001年の地震については青実線で示す．

18

0 2 4 (s) 0 2 4 0 2 4

DITEW

DITNS

DITUD

FD2EW

FD2NS

FD2UD

HMKEW

HMKNS

HMKUD

HOJEW

HOJNS

HOJUD

KGLEW

KGLNS

KGLUD

10.3(mkine)

9.2

1.7

35.0

33.2

2.8

9.2

6.5

4.6

12.1

13.6

7.4

50.8

23.2

8.8

図 2-6. 1995年の地震についての観測波形（太線）と合成波形（細線）の比較．

19

DITEW

DITNS

DITUD

FD2EW

FD2NS

FD2UD

0 2 4 0 2 4 0 2 4 0 2 4 0 2 4 0 2 4 0 2 4

HMKEW

HMKNS

HMKUD

HOJEW

HOJNS

HOJUD

KGLEW

KGLNS

KGLUD

JOFEW

JOFNS

JOFUD

KMBEW

KMBNS

KMBUD

KTHEW

KTHNS

KTHUD

MNMEW

MNMNS

MNMUD

MY3EW

MY3NS

MY3UD

SN3EW

SN3NS

SN3UD

OB3EW

OB3NS

OB3UD

OIDEW

OIDNS

OIDUD

10.2 (mkine)

10.8

1.6

27,5

42.2

4.0

11.2

10.2

5.6

14.2

15.9

9.3

45.9

17,2

6.3

204.2

102.8

18.6

14.0

14.7

2.1

598.8

218.7

116,6

139.5

147.1

42.3

128.4

66.5

10.9

492.7

572.6

59.5

391.1

626.6

97.0

66.5

81.2

9.5

(s)

図 2-7. 2001年の地震についての，観測波形（太線）と合成波形（細線）の比較．

20

図 2-8. 1978 年宮城県沖地震震源域周辺において 2002 年以降発生した M5 以上の地震の震央分布．それぞれの地震のモーメントテンソル解をあわせて示す．図中，赤の

コンターは 1978年宮城県沖地震のすべり量分布 (山中・菊地, 2002)を示す．青の□は GPS 観測により得られた 2002 年 11 月３日の地震後の準静的すべり域 (三浦・他，2003)を示す．

21

142˚ 00' 142˚ 06' 142˚ 12' 142˚ 18' 142˚ 24'

38˚ 36'

38˚ 42'

38˚ 48'

38˚ 54'

39˚ 00'

10 km

1 3 M 5

1day from Nov. 3, 2002

2-31.5 days from Nov. 3, 2002

1 day from Dec. 5, 2002 図 2-9. 2002年 11月３日の Mj6.1の地震の余震の震央分布．黒星はMj6.1の本震の震央

を示す．黒丸は本震後１日間の余震，白丸は本震 2日後から 12/5の地震直前までの余震を示す．青星は 12/5の地震を示す．青丸は 12/5の地震後１日間の余震を示す．

22

142˚ 00' 142˚ 06' 142˚ 12' 142˚ 18' 142˚ 24'

38˚ 36'

38˚ 42'

38˚ 48'

38˚ 54'

39˚ 00'

10 km

1 3 M 5

1day from Nov. 3, 2002

2-31.5 days from Nov. 3, 2002

1 day from Dec. 5, 2002 図 2-10. 波形インヴァージョンに用いるグリッドの配置図．

23

140˚ 141˚ 142˚ 143˚ 144˚

36˚

37˚

38˚

39˚

40˚

41˚

-600

0

-6000

-4000

-400

0

-4000

-2000

-2000

-200

0

DIT

TKY

KTHOID

KMBMNM

HOJ

MH2

ESA

図 2-11. 波形インヴァージョンに用いる観測点の配置図．星は 2002年 11月 3日の地震の

震央を示す．

24

142˚ 00' 142˚ 06' 142˚ 12' 142˚ 18' 142˚ 24'

38˚ 36'

38˚ 42'

38˚ 48'

38˚ 54'

39˚ 00'

10 km

1 3 M 5

1day from Nov. 3, 2002

2-31.5 days from Nov. 3, 2002

1 day from Dec. 5, 2002

0.5

0.5

図 2-12. ２００２年１１月３日の Mj6.1 の地震のモーメント解放量分布．最大値で規格化

した値を示す（間隔 0.25, 0.5以上）．余震の震央を併せて示す．

25

0 2 4 8 10 12 14 (sec) 0 2 4 8 10 12 14

HOJ

DIT

ESA

KMB

KTH

MH2

MNM

OID

TKY

OBSSYN

図 2-13. 2002年 11月３日の地震の観測波形（太線）と合成波形（細線）の比較．

26

-5

0

5

10

Dip

[km

]

-10 -5 0 5 10Strike[km]

0.5

0.5

0.5

図 2-14. 各々１観測点のデータを除いた９つのデータセットによるインヴァージョンの結

果（灰色破線）の比較．最大値の半値の範囲を示す．太実線はすべての観測点を

用いた場合の結果（図 2-12）を示す．

27

142˚ 00' 142˚ 06' 142˚ 12' 142˚ 18' 142˚ 24'

38˚ 36'

38˚ 42'

38˚ 48'

38˚ 54'

5 km

19820601_Mj6.2

19831111_Mj5.419861201_Mj6.0

19870121_Mj5.5

19870512_Mj5.7

19940814_Mj6.0

19971011_Mj5.1

20021205_M5.2

20021103_M6.1

0.50.5

0.5

Group A

Group B

図 2-15. １９７５年４月以降に宮城県沖に発生した M５以上の地震の震央分布．２００２

年１１月３日のMj６．１の地震をマスタ－として，東北大と気象庁の読み取り値を併合し，マスタ－イベント法により再決定を行った．破線は波形インヴァージョン

により得られた２００２年１１月３日の地震のアスペリティ（モーメント解放量

分布の最大値の半分の値を持つ領域）を示す．○は，２００２年１１月３日の地

震のアスペリティと同じ応力降下量として求めた各地震のアスペリティの広がり

を示す．

28

141˚ 48' 142˚ 00' 142˚ 12' 142˚ 24' 142˚ 36' 142˚ 48'

38˚ 18'

38˚ 24'

38˚ 30'

38˚ 36'

38˚ 42'

38˚ 48'

38˚ 54'

39˚ 00'

39˚ 06'

5 km

19531207_Mj 6.4

19541119_Mj 6.1

19580216_Mj 6.1

19650216_Mj 5.7

19680705_Mj 6.4

19700914_Mj 6.2

19731119_Mj 6.4

19820601_Mj 6.2

19860302_Mj 6.0

19861201_Mj 6.0

19870512_Mj 5.7

19940814_Mj 6.0

20021103_Mj 6.1

Group A

Group B

Group C

図 2-16. １９５３年以降に宮城県沖に発生した M５．７以上の地震の震央分布．東北大と

気象庁の読み取り値を併合処理して再決定を行ったものを示す．○は２００２年

１１月３日の地震のアスペリティと同じ応力降下量として求めた各地震のアスペ

リティの広がりを示す．同一グループであると考えられる地震群を同じ色で示す．

図 2-15で示した地震は破線で示す．

29

1953/01/01-2002/11/03

53 63 73 83 93

5.0

5.5

6.0

6.5

7.0

7.5

8.0

8.5

9.0 N= 13

Mag

nitu

de

M=>5.7

図 2-17. １９５３年以降に宮城県沖に発生した M５．７以上の地震の時間—マグニチュー

ド分布，１９８３年の M５．４の地震および１９９７年の M５．１の地震をあわせて示す．同一グループであると考えられる地震群を同じ色で示す．

30

141˚ 42' 141˚ 48' 141˚ 54'

37˚ 36'

37˚ 42'

10 km

1 3 M 5

1 day from Mar. 3, 20032 - 20 days from Mar. 3, 200320 days from Oct. 2, 2001 (M5.4)

図 2-18. マスターイベント法により再決定した，2003年 3月 3日の地震（Mj5.8）の余震分布．黒星は 2003年３月 3日の地震の震央を示す．黒丸は 1日間の余震を，白丸は 2日後から２０日後までの余震を示す．2001年 10月２日の地震（Mj5.4）の本震，２０日間の余震の震央を，それぞれ，赤星と赤丸で示す．

31

141˚ 42' 141˚ 48' 141˚ 54'

37˚ 36'

37˚ 42'

10 km

1 3 M 5

1 day from Mar. 3, 20032 - 20 days from Mar. 3, 200320 days from Oct. 2, 2001 (M5.4)

図 2-19. 波形インヴァージョンに用いたグリッドの配置図．

32

140˚ 141˚ 142˚ 143˚ 144˚

36˚

37˚

38˚

39˚

40˚

41˚

-600

0

-6000

-4000

-400

0

-4000

-2000

-2000

-200

0

DIT

KGL

KNK

MH2

KM2

ESA

KTH

図 2-20. 波形インヴァージョンに用いた観測点の配置図．星は 2003年３月３日の地震の震

央を示す．

33

141˚ 42' 141˚ 48' 141˚ 54'

37˚ 36'

37˚ 42'

10 km

1 3 M 5

1 day from Mar. 3, 20032 - 20 days from Mar. 3, 200320 days from Oct. 2, 2001 (M5.4)

0.5

0.5

図 2-21. 波形インヴァージョンによる，2003 年 3 月 3 日の地震のすべり量分布．最大値

で規格化した値を示す（コンター0.25 間隔）．余震および 2001 年 10 月２日の地震の震央を併せて示す．

34

DIT

ESA

KGL

KM2

KN2

KTH

MH2

OBS

SYN

0 2 4 6 8 (s) 0 2 4 6 8 (s)

図 2-22. 2003年３月３日の地震についての，観測波形（太線）と合成波形（細線）の比較．

35

-5

0

5

Dip

[km

]

-5 0 5Strike[km]

0.5

0.5

図 2-23. 各々１観測点のデータを除いた 7 つのデータセットによるインヴァージョンの結

果（灰色破線）の比較．最大値の半値の範囲を示す．太実線はすべての観測点を

用いた場合の結果（図 2-12）を示す．

36

141˚ 42' 141˚ 48' 141˚ 54' 142˚ 00'

37˚ 30'

37˚ 36'

37˚ 42'

37˚ 48'

19840501_Mj5.2

19850812_Mj6.4

01116_Mj5.0

20011002_Mj5.4

20030303_M5.8

0.5

図 2-24. 2003年３月３日の地震近傍において，1975年４月以降に発生したM5.0以上の地

震の震央分布．2003年３月３日の地震をマスタ－として，東北大と気象庁の読み取り値を併合し，マスタ－イベント法により再決定を行った．破線は波形インヴァー

ジョンにより得られた 2003年 3月 3日の地震のアスペリティを示す．○は，２００３年３月３日の地震のアスペリティと同じ応力降下量として求めた各地震のア

スペリティの広がりを示す．

37

141˚ 12' 141˚ 24' 141˚ 36' 141˚ 48' 142˚ 00' 142˚ 12'

37˚ 12'

37˚ 18'

37˚ 24'

37˚ 30'

37˚ 36'

37˚ 42'

37˚ 48'

37˚ 54'

38˚ 00'

19591223_M5.7

19740505_M5.5

19750408_M5.919850812_M6.4

20011002_M5.4

20030303_M5.8

図 2-25. 2003年３月３日の地震近傍において，１９５３年以降に発生したM５．４以上の

地震の震央分布．東北大と気象庁の読み取り値を併合処理して再決定を行ったも

のを示す．○は，２００３年３月３日の地震のアスペリティと同じ応力降下量と

して求めた各地震のアスペリティの広がりを示す．同一グループであると考えら

れる地震群を青で示す．図 2-24で示した地震は破線で示す．

38

1953/01/01-2003/03/03

53 63 73 83 934.0

4.5

5.0

5.5

6.0

6.5

7.0

7.5

8.0

8.5

9.0 N= 5

Mag

nitu

de

図 2-26. １９５３年以降に宮城県沖に発生した M５．４以上の地震の時間—マグニチュー

ド分布．同一グループであると考えられる地震群を青で示す．

39

0.1

1

10

100

10 15 10 17 10 19 10 21 10 23 10 25 10 27

T (Tohoku; interplate)T(Nadeau & Johnson) modifiedT(Nadeau & Johnson, 1998) ; modified from formula (16)

T (y

ears

)

Moment (dyne.cm)

KamaishiCluster A(Igarashi, 2000)

Kamaishi M4.8(Matsuzawa et al., 2002)

off Miyagi M7.4

This study

図 2-27. 繰り返し地震の地震モーメントと繰り返し間隔の関係．太○で本研究により得ら

れた 1978年宮城県沖地震震源域周辺で発生した中規模地震を示す．細○は，これまでの研究による，東北日本太平洋下のプレート境界で発生した繰り返し地震 (五十嵐, 2000; 地震調査研究推進本部 地震調査委員会, 2000; Matsuzawa et al., 2002)を示す．×，および線は Parkfield 地震の相似地震・繰り返し地震およびそれらについて得られた関係式 (Nadeau and Johnson, 1998, (16)式)を示す．なお， Parkfield 地域の地震の繰り返し間隔については，Parkfield 地域のプレート相対速度と東北日本太平洋下のプレート相対速度の違いを考慮し， Parkfield 地域のプレート相対速度（2.3cm/year）を東北日本太平洋下のプレート相対速度（8.5cm/year）で割った値を乗じて表示している．

40

Ruptured

Quasi-static slip

Ruptured

Quasi-static slip

Ruptured

Ruptured

Quasi-static slip

Ruptured

Ruptured

static slip area(b-a < 0)

asperity(b-a > 0)

図 2-28. 宮城県沖のプレート境界に発生する中規模地震（図 2-17.参照）の発生モデル．

41

第３章 内陸地震のアスペリティ － 2000年一関市西部の地震 (M4.7)

３－１．はじめに 東北地方内陸部では，活発な浅発地震活動が見られ，それらは空間的に偏在して発生す

る (Hasegawa et al., 2000)．大地震も繰り返し発生し，例えば，1896年には陸羽地震（M7.2）が秋田県の千屋断層で発生した．最近では，1996 年鬼首地震（M5.9, M5.7） (海野・他， 1998a; 岡田・他，2001)，1998年岩手県雫石町の地震（M6.1） (海野・他，1998b)，1998年仙台市西部の地震（M5.0）(Okada et al., 2001; Umino et al., 2002)などの中規模地震が発生している．そのような内陸地震のアスペリティの分布および挙動は，内陸地震の発生

機構を知る上で重要な情報である．内陸地震の発生間隔は非常に長く，繰り返し発生する

地震同士のアスペリティの比較は困難であり，アスペリティが時間的に安定した場所固有

の性質であるのか確かめ，どのようなすべりサイクルを持つのか知ることは難しい．しか

しながら，アスペリティの繰り返しすべりという現象がプレート境界地震と同様にいえる

のであれば，少なくとも平均的再来間隔より充分短い時間では，アスペリティは繰り返し

すべりを起こさないということは確認できるはずである． 2000年２月１１日１６時８分に岩手県一関市西部を震源とするM4.7の地震が発生した．この地震は東北地方脊梁部に位置し，東北地方で発生する内陸地震の一例である．また，

この地震の震源域近傍では，1999年４月 19日にM4.3の地震が発生した．図３－１にそれぞれの地震の震央位置を示す．この地震は 2000年の地震の震源の近傍に位置しており，内陸地震のアスペリティが平均的再来すべり間隔より充分短い期間においてどのようにふる

まうのか調べる上で，適当な例であると考えられる． ３－２．震源分布 まず，均質観測点法 (Ansel and Smith, 1975)により，2000年，1999年の地震およびそれらの地震の余震について震源決定を行う．通常，地震の震源決定においてはＰ波，Ｓ波

到達時それぞれについて検測が行われたすべての読みとり値を用いて震源決定が行われる．

この場合には各地震について震源決定に用いられた読みとり値の組み合わせが異なること

になる．震源決定では観測された到達時と適当に与えた速度構造による走時との残差が最

小となるよう解を求めるが，この時用いる構造は実際の不均質な構造とは異なるため，観

測点の組み合わせを変えることで，震源の位置も変化してしまう．均質観測点法では，決

った観測点の読みとり値のみを用いて震源決定を行うことで，各々の地震の相対位置につ

いては精度良く推定することができる．今回は読みとり数（割合）の多い観測点から，８

点の観測点におけるＰ波の読みとり値と３点の観測点におけるＳ波の読みとり値を使用し

た．図３－１に震源決定に用いた観測点を示す．

42

図３－２に再決定した震源分布を示す．1999 年と 2000 年の地震について震源の位置は非常に近接していることがわかる．また，余震分布を比較すると 2000年の地震の場合の方がやや広いものの，互いに非常に良く重なっていることがわかる．余震は北東―南西方向

に沿って分布する．1999 年および 2000 年の地震のＰ波初動によるメカニズム解はＰ軸がほぼ北西―南東に向く逆断層型の解であるが，これらのメカニズム解の２つの節面の内，

北東－南西方向の走向を持ち，西に傾斜する面が断層面であると推定される． ３－３．波形インヴァージョン法による震源域の推定 次に観測された地震波形を用いて，余震分布およびメカニズム解より推定される断層面

上でのすべり量分布を求めた．インヴァージョンの方法は第２章で説明した，マルチタイ

ムウインドウ法である．メカニズム解および余震分布から仮定した断層面（Strike N30°E, Dip 70°）上にグリッドを配置し，おのおののグリッドでのすべり量を求める．データは，東北脊梁合同地震観測の観測点３点（GTO, K44, UGI）および気象庁地震観測点（JMK）の波形記録を用いた．おのおのの観測点での波形データは 22bit, 100Hzでサンプリングされているが，解析には，Ｐ波到着１秒前から４秒間およびＳ波到着１秒前から５秒間の上

下動成分を 50Hzにリサンプルし，４Hzのローパスフィルターをかけた波形を使用した． グリーン関数は経験的グリーン関数を使用した．1999年の地震の経験的グリーン関数は

1999 年４月 19 日 4 時２分の地震（M2.1）の波形を用いた．断層面上のグリッド間隔は，0.25 km，タイムウインドウ間隔は 0.1 秒とした．2000 年の地震の経験的グリーン関数は2000 年２月１１日 16 時 12 分の地震（M3.7）の波形を用いた．断層面上のグリッド間隔は，0.4 km，タイムウインドウ間隔は 0.12秒とした．それぞれの地震のグリッドの配置を図３－３に示す． 結果を図３－４にしめす．1999年の地震の破壊域の広がりはおよそ 2 km x 2km であり，

破壊は震源（破壊開始点）から，上方および北東方向に広がった．アスペリティは震源の

周囲 0.8kmｘ1.5kmに分布し，余震はアスペリティの周囲に分布する．2000年の地震の破壊域の広がりは 2kmx2km であり，破壊は下方および北東方向に広がった．アスペリティ

は破壊域の北東の端の 1km x 1kmに分布し，余震はアスペリティの周囲にやや広がって分布する．全破壊域に占めるアスペリティの面積比は 1999年の地震で 0.26，2000年の地震で 0.25であり，地殻内に発生した大地震における面積比 0.22 (Somerville et al., 1999)とほぼ等しい．図３－５に 2000年の地震についての観測波形と合成波形の比較を，図３－６に 1999年の地震についての観測波形と合成波形の比較を示す．それぞれ，良く一致していることがわかる．図３－７には 1999年の地震と 2000年の地震のすべり量分布および余震分布をあわせて示す．2000 年の地震のアスペリティは 1999 年の地震のアスペリティに隣接しているものの，互いに重なりの度合いは小さいことがわかる． 得られたすべり量分布の誤差を見積もるため，2000 年の地震については 1999 年の地震

43

の解析で用いたグリーン関数を使用し，1999 年の地震については 2000 年の地震の解析で用いたグリーン関数を使用して，それぞれの地震のすべり量分布を求めた結果を図 3-8に示す．図３－７に示した結果と比べると，若干の差異はあるものの，同様に 1999年の地震のアスペリティと 2000年の地震のアスペリティとの重なりの度合いは小さいことが分かる．

３－4．議論 近接した地域で地震が続発するという例はいくつか報告されている．Kagan and

Jackson (1999)は，Harvard大学の CMT解カタログよりM7.5以上の地震を取りあげ，その内，セントロイドの距離が 100km以内の地震ペアについて震源域の重複の度合いを調べた．彼らは，応力降下量一定と仮定して求めた断層長さと，セントロイドの距離との比較

から，１５の地震ペアについて，震源域が顕著に重複しているとし，そのうちの多くは，

tectonic rate から求められる再来間隔より充分短い時間間隔で発生していることから，固有地震説に疑問を投げかけた．さらに，彼らはPDEカタログによる余震分布の比較を行い，余震分布の重なりから震源域の重なりの可能性を指摘した．彼らの方法は同一の規準で，

全世界に分布する地震ペアを対象として検討するという意味では有意義ではあるが，以下

のような問題がある．すなわち，本章で取り上げた一関市西部の地震について明らかにな

ったように余震域が重なっているように見えても，それだけではすべり域も同じであると

いうことにはならない．彼らの抽出した個々の地震ペアについて，本章で検討したように

セントロイドや余震分布の比較だけではなく，それぞれのすべり域をきちんと求め，それ

らを比較しなければ誤った結論を導いてしまうおそれがある． 時空間的に隣接した地震同士についてのすべり域（アスペリティ）の比較は東北日本弧

の内陸に発生した地震についても，これまでにいくつかの研究がなされた．例えば，1996年鬼首地震では，６時間の間にM5クラスの地震が３つ発生したが（1996/8/11 3:12 M5.9, 3:54 M5.4, 8:10 M5.7），そのうち 同一平面上に断層面が乗っていると推定される 3:12のM5.9の地震と 3:54のM5.4の地震について，すべり域は互いに重ならないことが示された (岡田・他，2001)．また，1998年仙台市西部の地震（M5.0）では，本震（16:24 M5.0）とその６分前に発生した最大余震（M3.8）の破壊域の比較から最大前震のすべり域が本震のすべり域と隣接するものの互いに重ならないことが示された (Okada et al., 2001)．これらの研究および本章の結果からは，平均的再来間隔よりも充分短い期間では，同じ場所（ア

スペリティ）はすべりを起こせないことを意味し，地震発生すなわちアスペリティのすべ

りにおいて，解放されたエネルギーを再蓄積するための期間（準備過程）が必要であるこ

とを示している． アスペリティの成因を説明するモデルとして摩擦構成則のパラメーターの空間変化が挙

げられる．岩石試料を用いたすべり実験により、断層面の摩擦構成則の研究が数多くなさ

れてきた(例えば，Dieterich, 1979)． Ruina (1983)は以下のようなすべり速度／状態依存

44

摩擦構成則を示し，1次元ばね－スライダーモデルにより，すべり挙動を調べた．

θµµ ++=′ )/ln( *0 VVa (3-1)

)]/ln()[/(/ *VVbLVdtd +−= θθ (3-2)

ここでµ′は摩擦係数， はすべり速度，V θ は状態変数， 0µ ， は定数である．このと

き臨界スティフネス は

*V

ck

Labk nc /)( σ−= (3-3)

と表される．ここで nσ はすべり面にはたらく法線応力である．もし系のスティフネス

が より小さいとき，系が不安定となり，高速すべり（＝地震）が生じる．もし が負

であれば系は安定である．一方， が正の場合は、系のスティフネス との比較により

二つの場合が考えられる． ならば，系は常に不安定となる． の場合は，本来

系は安定であるが、速度変化が大きい場合には不安定すべりを起こすことになる．

k

ck ab −

ab − k

ckk < ckk >

実際の断層面上においては， やＬは不均質に分布し，断層のすべり挙動を決定する

要因になっているものと考えられる (Boatwright and Cocco, 1996; Yoshida and Kato, 2003)．その場合，アスペリティは の領域であり，普段は固着し，地震時の

みすべる領域であると想定される．一関市西部の地震の場合は，1999 年の地震と 2000 年の地震のアスペリティとが近接していると考えられ，２つのアスペリティ間の相互作用に

より，1999年の地震発生が，2000年の地震の発生を促進した可能性がある．一方，余震域は ，または， の領域であり，周辺のアスペリティでの動的なすべ

りにより，非地震性のすべりを起こす領域であると考えられる．2000 年と 1999 年の余震域がほぼ等しいことは，それらの２つの地震のアスペリティを囲むように

の領域，または， の領域が広がり，それぞれの地震後に生じた応力集中を非地震

性すべりにより解放する過程として余震活動が生じているというモデル（図３－９）が考

えられる．

ab −

kckab <>− ,0

kckab >>− ,0 0<− ab

kckab >>− ,00<− ab

45

140˚ 30' 141˚ 00' 141˚ 30'

38˚ 30'

39˚ 00'

39˚ 30'

10 km

00_02_11_M4.7

99_04_19_M4.3

Mt. Kurikoma

GTO

UGI

K44

JMK

Iwate Pref.

Miyagi Pref.

図３－１．岩手県一関市西部に発生した，2000年 2月１１日（M4.7）の地震および 1999年４月１９日の地震（M4.3）．丸は 2000年２月１１日の地震の 1日間の余震を示す．□と◇は，それぞれ，震源再決定において，Ｐ波とＳ波の両方の読みと

り値，Ｐ波のみの読みとり値を使用した観測点を示す．＋は 2000年と 1999年の地震の波形インヴァージョンに使用した観測点を示す．太線は活断層を示す．

三角は活火山を示す．

46

140˚ 48' 140˚ 54'

38˚ 54'

39˚ 00'

5 km

00_02_11_M4.7 99_04_19_M4.3

4

6

8

Dep

th(k

m)

-2 0 2 4 6

Strike(km)->NE

0.5

0.5

1 3 M 5

A

A

A'

A'

(a)

(b)

47

図３－２．均質観測点法による再決定震源．2000年の地震（青），1999年の地震（赤）それぞれについて３日間の余震を示す．星はそれぞれの本震を示す．(a) 震央分布図．2000年の地震，1999年の地震のメカニズム解を併せて示す．(b) (a)の A-A’に沿ってとった鉛直断面図．

4

6

8

Dep

th(k

m)

-2 0 2 4 6

Strike(km)->NE

1 3 M 5

6

図３－３．波形インヴァージョンで用いるグリッドの配置．青+が 2000 年の地震，赤＋が

1999年の地震を示す．余震（図３－２）を併せて示す．

48

-2

-1

0

1

Dip

(km

)

-1 0 1 2 3

Strike(km)->NE

0.5

0.5

-2

-1

0

1

Dip

(km

)

-1 0 1 2 3

Strike(km)->NE

-2

-1

0

1

Dip

(km

)

-1 0 1

Strike(km)->NE

0.5

0.5

0.5

-2

-1

0

1

Dip

(km

)

-1 0 1

(a)

(b)

図３－４．波形インヴァージョンにより得られたすべり量分布．最大値で規格化した値を

示す（コンター間隔：0.25）．(a) 2000年の地震．(b) 1999年の地震．

49

HRQ P

K44 P

GTO P

UGI P

HRQ S

K44 S

GTO S

UGI S

0 1 2 3 (s) 0 1 2 3 (s)

OBS

SYN

図３－５．2000年の地震についての，観測波形（太線）とインヴァージョンによる合成波形（細線）の比較．

50

HRQ P

K44 P

GTO P

UGI P

HRQ S

K44 S

GTO S

UGI S

0 1 2 3 (s) 0 1 2 3 (s)

OBS

SYN

図３－６．1999年の地震についての，観測波形（太線）とインヴァージョンによる合成波

形（細線）の比較．

51

4

6

8

Dep

th(k

m)

-2 0 2 4 6

Strike(km)->NE

0.5

0.50.5

0.5

0.5

4

6

8

Dep

th(k

m)

-2 0 2 4 6

Strike(km)->NE

1 3 M 5

図３－７．2000 年の地震（青線）と 1999 年の地震（赤線）のすべり量分布の比較．余震

分布を併せてしめす．

52

4

6

8

Dep

th(k

m)

-2 0 2 4 6

Strike(km)->NE

1 3 M 5

0.5

0.50.5

0.5

0.5

0.50.5

図３－８．経験的グリーン関数を変えた場合の 2000年の地震と 1999年の地震のすべり量

分布の比較．

53

Asperity of 1st earthquake: b-a > 0, k < kc

Asperity of 2nd earthquake: b-a > 0, k < kc

Aftershock area : b-a > 0, k > kc or b-a < 0

BrittleDuctile 図３－９．一関市西部の地震の発生モデル．

54

第４章 DD Tomography法による震源域の速度構造 ４－１． 2003年 7月 26日宮城県北部の地震（M6.2）について 2003 年７月２６日７時１３分に宮城県鳴瀬町・矢本町境付近を震源として M6.2 の地震（以下，2003 年宮城県北部地震と呼ぶ）が発生した．この地震も第３章で議論した 2000年一関市西部の地震と同様に，東北地方に発生する内陸地震の典型的な例である (Hasegawa et al., 2000)．また，この地震の約７時間前の０時 13分にはM5.5の前震が，約９時間後の１６時５６分にはM5.3の最大余震が発生した．これらの３つの地震ではいずれも震度６を観測し，震源域周辺の 1000を越える家屋の倒壊・損壊をもたらした． 震源位置，特に震源の深さを精度良く求めるためには，震源域直上の観測点による到着

時のデータが不可欠である．しかし，この地震が発生した時点では震源域近傍約 15km の

範囲内には，東北大学，気象庁，防災科学技術研究所 Hi-netなどの地震観測点が無かった．そこで東北大学，山形大学，防災科学技術研究所では，共同で，震源域周辺に１３点から

なるデータロガー観測点（7/26 17:00 頃より）および１点の衛星テレメータ観測点（7/28 17:00頃より）を設置した（図 4-1） (海野・他，2003)．本章では，これらの臨時観測点と周辺の定常地震観測点の併合処理により，詳細な震源分布および速度不均質構造を求め，

2003年宮城県北部地震の発生機構との関連について議論する．序論として，本節では，前震発生時からの震源分布 (Okada et al., 2003b)について述べる． まず臨時観測点設置後の地震について、臨時観測点と震央距離 20km 以内の定常観測点

の読みとり値を併合し，東北大学ルーチン構造 (Hasegawa et al., 1978)を用いて震源決定を行った．震源の深さの標準偏差が 0.8km以下の地震について，その位置を初期震源とし，Double-Difference法 (Waldhauser and Ellsworth, 2000)，以下 DD location法にて震源決定を行った． 以下に，DD location法について簡単に説明する．観測点 k における地震 i の走時残差は以下のように表される．

∫∑ +∆+∆∂∂=

=

k

i

iim

3

1mim

iki

k su x xT r δδτ （4-1）

ここで は地震 iから観測点 kまでの走時， は地震 iの位置座標， は地震 iの発

震時， はスローネス，sは波線を示す．通常の震源決定においては，

ikT i

mX iτ

u im

ik

xT

∂∂

および， uδ は

既知とし，仮定した初期震源に対する走時残差 を用いて， および を各々の地震irk mix ∆ iτ∆

55

に対して求める．ここで，地震 iおよび地震 jに対して得られる(4-1)式の差は

∫∑∫∑ −∆−∆∂∂−+∆+∆

∂∂=−

==

k

j

jjm

mj

m

jkk

i

iim

mim

ikj

ki

k udsxxTudsx

xTrr δτδτ

3

1

3

1 (4-2)

式の様になる．ここで，

caljk

ik

obsjk

ik

jk

ik ttttrr )()( −−−=− (4-3)

を，”double-difference（DD）”と呼ぶことにする．DD を用いることは，例えば，観測点補正値をキャンセルすることに相当し，観測点補正値を使用することなく精度良く震源

位置を求めることができるということになる．

DD location法では，距離が充分短い（すなわち， ）地震ペアについて，

(4-2)式を

∫∫ =k

j

k

iudsuds δδ

jjm

mj

jkii

mm

i

ikj

ki

k xxT

xxT

rr ττ ∆−∆∂∂

−∆+∆∂∂

=− ∑∑==

3

1

3

1

mm

(4-4)

とし，また， i

ik

xT

∂∂

m

（震源位置に関する偏微分係数）は既知とし，複数の地震ペアでの観

測方程式(4-4)を同時に解くことで，複数の地震の相対位置を推定する．また，速度不均質性の影響を軽減するために，地震ペア間での距離に応じ重みを変化させ，距離の離れたペ

アでは重みを下げるという工夫を行っている． ここでは，速度構造は東北大学ルーチン構造を使用した．対象とした地震は臨時観測網

の展開が始まった 7/26 17:00から 8/18 8:00までに発生した 853個の地震である． DDの個数は，Ｐ波について 88627個，S波について 67596個である． 図 4-2に余震分布を示す．余震はおよそ 15km x 15kmの領域に分布する．深さの範囲は

2 から 13km である．余震域の下限はこの周辺地域における微小地震分布の下限 (Hasegawa and Yamamoto, 1994; 岡田・長谷川, 2000)とほぼ等しく，上部地殻内の脆性的な地震発生層を深さ方向にほぼ破壊したと考えられる．余震分布の走向は余震域の北部と

南部で異なり，北部では南北方向，南部では北東―南西方向である．余震分布の傾斜はお

よそ 50度であるが，余震域の最深部ではやや傾斜角が小さい．深くなるほど断層面の傾斜が小さくなる傾向は長町－利府断層など東北地方の他の逆断層型の活断層においても推定

されている (Sato et al., 2002)．余震の多くは西ないし北西方向に傾斜した面上に分布しているが，その面から明らかに離れて分布する余震もあり，共役断層の様な形状となってい

る． 図 4-2には 2003年宮城県北部地震の震源域周辺に分布する地質構造を併せて示してある．

56

これらの構造は第三期初期に伸長応力場下で正断層として動いていたものであり，その内

の一部は現在の圧縮応力場下で逆断層として再活動している（例えば， Sato et al., 2002)．今回の地震の震源域近傍には，余震域の直上に位置する旭山撓曲と，余震域の東 5kmほどに位置する石巻湾断層がある (石井・他，1982; 地質調査所, 1990, 1992)．図からは余震の浅部延長は旭山撓曲よりも石巻湾断層の地表トレースに一致しており，2003年宮城県北部地震は既存の弱面である石巻湾断層に沿って地震すべりを生じたとみることができる． 次に，臨時観測点設置前の地震について震源決定を行った．前述のとおり，震源域直上

に配置された地震観測点での到着時データを用いなければ，震源の深さを精度良く求める

ことはできないが，震央位置については，それなりの精度で求めることができる．そこで，

臨時観測点設置前の地震については，震央の位置が最も近い臨時観測点設置後の地震と同

じ深さを初期震源の深さとし，DD location法により，震源決定を行った．その際，臨時観測点設置後の地震と併合して，同時に震源決定を行った．対象とした地震は，最大前震（M5.5 7/26 0:13）より 8/18 8:00までのM2.5以上の地震 879個である．DDの個数はＰ波について 370,431 個である．本震，最大前震など規模の大きな地震の場合，Ｓ波の到着時を精度良く読みとることができないので，この場合はＰ波のみを用いた． 図 4-3にはM5.5の最大前震（7/26 0:13）から本震発生直前（7/26 7:12）までの前震群の震源分布を示す．M5.5の最大前震は余震域のほぼ中央に位置するが，前震群は余震域の南側に分布する．前震群の分布は，最大前震のモーメントテンソル解，メカニズム解の西

傾斜の節面と調和的である． 図 4-4には全期間の震源分布を示す．図 4-5には時間―深さ分布，時間―南北位置分布図

を示す．本震の震源は余震域の南側，前震群の分布の端に位置する．本震後の余震は，主

に余震域の北側に分布する．7/26 16:56の最大余震は余震域の北端に位置する．また，前震域内には余震はほとんど分布しない．図 4-6に，再決定震源による本震，最大前震，最大余震のメカニズム解とモーメントテンソル解を示す．本震については，メカニズム解とモー

メントテンソル解は共に逆断層型の解であるが，Ｐ軸の方位，あるいは節面の走向方向に

食い違いが見られる．本震のメカニズム解は北西―南東方向を向くＰ軸を持つ逆断層型の

解であり，最大前震のメカニズム解（あるいはモーメントテンソル解）とほぼ一致してい

る．このことは本震の震源（破壊開始点）が前震の震源域の近傍に位置することから理解

できる．一方，本震のモーメントテンソル解はほぼ東西方向のＰ軸を持つ逆断層型の解で

ある．この解の西傾斜の節面は余震域の北側の分布形状と調和的であり，これらのことか

ら本震のアスペリティは余震域の北側に位置すると推定される． 図 4-7には再決定震源による最大前震から最大余震までのメカニズム解を示す．ほとんどの地震について逆断層型のメカニズム解が得られているが，P軸の向きに顕著な地域性がある．Ｐ軸は，余震域の北側で発生する地震については東西ないし北東―南西方向であるが，

南側で発生する地震については北西―南東方向である．このメカニズムの地域性は臨時観

測点設置後の地震のメカニズム解 (Umino et al., 2003; 海野・他，2003)に見られる傾向と

57

同様であり，大局的な余震分布の傾向と調和的である． 一方，2003年宮城県北部地震については，地震波形，測地データを用いて，すべり量分布が得られている．国土地理院による周辺の GPS観測点の変位データ，水準測量のデータを用いて，先に示した余震分布から断層面を仮定してすべり量分布を求めた結果 (Miura et al., 2003)では，余震域の北側の浅い側ですべり量の大きな領域が得られた（図 4-8）．地震波形データを用いたすべり量分布の推定においても同様の結果が得られており（図 4-9），すべり量の大きな領域は北側の浅い領域であると推定されている (引間・纐纈, 2003; 関口・他，2003; 八木・他，2003)．

４－２． DD Tomography法 本章では Double-Difference tomography 法 (Zhang and Thurber, 2003) 以下，DD

Tomography 法を用いて震源域周辺の不均質構造を推定する．DD Tomography 法では，DD location法と同じ(4-2)式を観測方程式として用いる．DD location法では，(4-2)式を(4-3)

式のように単純化し， im

ik

xT

∂∂

は既知とし一次元速度構造から計算するが，DD Tomography

法では，地震ペア間の相対位置だけでなく，震源近傍の速度構造をも求めることを目的と

して，(4-2)式そのものを観測方程式として用いる．(4-2)式において，近接する地震ペアの場合，震源から離れた部分では，波線が重なるため，解くべきパラメータは波線の重なる

部分においては打ち消しあい，波線の重ならない領域，すなわち震源近傍の速度構造のパ

ラメータのみを解くことになる．さらに，(4-2)式と(4-1)式を同時に解くことで，震源近傍の速度構造だけでなく，波線上のすべての領域について，速度構造を求めることができる． 速度構造は対象領域にグリッドを三次元的に配置し，グリッドでの速度の値を未知量と

して求める．対象領域内の任意の位置の速度 はそれを囲む８つのグリッド

（ ; ; ）の値から内挿した値となる (Thurber, 1983)．

),,( zyxV

2,1=iux 2,1=ivy 2,1=iwz

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛

−−

−⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛

−−

−⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛

−−

−=======

∑121212

111),,(),,(iwiw

iw

iviv

iv

iuiu

iuiwiviu zz

zzyy

yyxx

xxzyxVzyxV

(4-5)

このとき，(4-2)式の速度のパラメータに関する項 は， ∫k

iudsδ

dsvv

zyxVzyxV

k

i

N

nn

n∫∑

−

∆∂

∂

⎭⎬⎫

⎩⎨⎧

−1

2),,(

),,(1 (4-6)

と示すことができる．ここで，nはグリッド番号，Nは総グリッド数を表す．

58

波線および走時は Pseudo-bending法 (Um and Thurber, 1987)により求める．波線をｍ個のセグメントに分割すると，(4-6)式は

l

L

ln

n

lll

lll

N

n

svv

zyxVzyxV

∆∆∂

∂

⎭⎬⎫

⎩⎨⎧

−∑∑− −1

2

1

),,(),,(

1 (4-7)

となる．ここで は l番目のセグメントの長さ， は l番目のセグメントの中央

の位置である．偏微分係数

ls∆ lll zyx ,,

n

lll

vzyxV

∂∂ ),,(

は(4-5)式から求めることができる．このようにし

て得られる観測方程式に，解の安定化を図るために隣接するグリッド間での差を 0 とするようなスムージングの拘束条件を加え，LSQR法 (Paige and Saunders, 1982)により，各グリッドでの速度と震源位置を求める．

４－３． データ 東北大学・山形大学・防災科技研が震源域周辺に展開した臨時観測網のデータを使用し

た．また，周辺の定常観測点のデータもあわせて使用した．図 4-10に用いた観測点，震源，グリッドの分布を示す．合計の観測点数は 18点である．用いた地震は臨時観測網の展開が始まった 7/26 17:00から 8/18 8:00までに発生した 853個の地震である．DDの数は P波で，188033個，Ｓ波で 143081個である．絶対走時（波線）の数はＰ波で 11893個，Ｓ波で 10154個である． グリッドは北緯 38.44度, 東経 141.18度を原点にして，ｘ（東）方向は-9.0, -6.0, -3.0, -1.0,

1.0, 3.0, 6.0, 10.0 kmに，ｙ（北）方向は-10, 5, 0, 4, 8 kmに，ｚ（鉛直下方）方向は 0.0, 2.0, 4.0, 6.0, 8.0, 10.0, 14.0kmに置いた．初期速度構造は東北大ルーチン構造とした．

４－４． 結果 図 4-11に DD location法と DD tomography法で得られた震源分布を示す．全体として

それぞれの分布は互いに良く似ているが，DD tomography法で得られた震源の方が，クラスターの集中の度合いがやや良いように見える．なお，残差の平均値は，インヴァージョ

ン前 0.11秒から，インヴァージョンにより 0.06秒に減少した． 図 4-12に B-B’に沿った Vp, Vs, Vp/Vsの断面図を余震分布と併せて示す．西に傾斜した

余震の分布する領域付近が速度の急変帯となっており．同じ深さで見た場合，余震の並び

よりも西側の方が Vp, Vsが小さい様子が分かる．同じ速度に注目すると，西側の方が東側に比べ，等速度線が 1～2km ほど浅くなっている様子が分かる．一方，Vp/Vs の分布を見ると，Vp/Vsの小さい（< 1.7）領域が西に傾斜して分布している．また，余震は Vp/Vsの小さい領域の上端付近あるいは内部に分布している． 図 4-13から図 4-17には A-A’から F-F’までの各測線に沿った，Vp, dVp（各深さでの平

59

均速度からの偏差），Vs，dVs，Vp/Vsの鉛直断面を示す．いずれの断面においても，余震の分布域は速度の急変帯になっており，上盤側の速度が下盤側の速度より小さい．この傾

向は Vs でより顕著である． また，いずれの断面においても，領域中央部（およそ -2～2km）で深さ 4kmまで周囲にくらべ Vp, Vsとも特に小さい領域が認められる．一方，余震域およびその周辺で Vp/Vsが小さくなっている 西に傾斜した速度の急変帯は，余震の並びにほぼ一致しており，断層面に対応している

と考えることができる．断層の上盤側が下盤側に比べ，低速度となる原因としては以下の

ように考えることができる．図 4-2で示すように余震分布の浅部延長は石巻湾断層の地表トレースの位置とほぼ一致することから，この地震は石巻湾断層 (地質調査所, 1990)の再活動であると考えられる．石巻湾断層は第三期に伸長応力場下で正断層として活動していたと

されるが，上盤側の速度が下盤側の速度に比べて遅いという傾向は，かつて正断層として

活動していた時に生じた上下方向の食い違いを見ているのであろう．さらに，破砕度の違

いも原因の一つの候補として挙げられる．観測される地震波エンヴェロープから，地殻内

の散乱係数分布を求めることができる (Asano and Hasegawa, 2003)．そのようにして得られた 2003年宮城県北部地震震源域周辺での散乱係数分布からは，断層の上盤側（西側）では散乱係数（SS）が大きく，また，アレイ観測による PP散乱体も上盤側で多く見られる (浅野・他，2003)傾向があるが，このことは，伸長場での正断層の形成時には上盤側が下降するため，上盤側での破砕度が大きくなることが期待されることと調和的である． 一方，領域の中央部の深さ４ｋｍ程度までに低速度域が分布する．この領域では，第三紀の地層が

表層に現れており，旭山褶曲の直下に位置することから，褶曲の形成に関連した構造であ

る可能性が挙げられる． 図 4-17から，いずれの断面においても，余震の分布に沿って，Vp/Vsの小さな領域が分布するのがわかる．また，本震，最大前震，最大余震の位置と Vp/Vsの分布を比較すると，Vp/Vs の比較的小さな領域の近くにそれらは位置する．このような Vp/Vs の変化をもたらす原因としては，圧力，温度，流体の存在等が考えられるが (O'Connell and Budiansky, 1974; Christensen, 1996)，得られた分布の特徴は特定の深度だけでみられるわけではないので，圧力の影響ではない．また，この地域には火山等の活発な火成活動は知られておら

ず，温度の影響を見ている可能性も低い．そこで，原因として流体の存在が挙げられる．

地殻内において，結晶粒界やクラック内に存在する流体は， Vp, Vs, および Vp/Vsを変化させる．一般に，流体が存在する場合，Vsの低下が顕著になるため Vp/Vsは大きくなると考えられるが (O'Connell and Budiansky, 1974)，流体の種類や分布形状により，変化の仕方は異なる．地殻内に存在する流体については，メルトの場合は，形態によらず，Vp/Vsは大きくなるが，水の場合アスペクト比がおよそ 0.05以上の形状では Vp/Vsが小さくなる (Takei, 2002)．このことから，ここで見ている小さい Vp/Vsは水の分布を見ている可能性が高いと考える．含有物による Vs および Vp の速度低下の割合として

60

o

o

VpVpVsVs

VpdVsd

/1/1

lnln

−−= と定義できる (Takei, 2002)．余震の並びに沿った領域では，

VpdVsd

lnln

はおよそ 0.8～1.0であり（図 4-18参照），この範囲はアスペクト比 0.05以上の形態に対応することが確認できる．

４－５． 議論 ４－５－１．速度構造推定の信頼度 推定された，速度構造の信頼度について２つの指標から確認を行う．一つ目は Derivative

Weight Sum(DWS) (Zhang and Thurber, 2003)である．今回使用した DD tomography法では，領域内にグリッドを配置し，各グリッドでの速度の値を求める．領域内の任意の位

置の速度は周囲のグリッドから (4-5)式のように内挿することで得ることができる．DWS

とはインヴァージョンにおける速度に関する偏微分係数n

lll

vzyxV

∂∂ ),,(

の各グリッドでの和

のことであり，DWSが値を持つグリッドについてはインヴァージョンにより解を得ることができるという指標となる．図 4-19には B-B’, D-D, F-F’断面における Vpおよび DWSの分布を示す．DD Tomography法では，ある観測点での２つの地震の走時差をデータとして用いるので，震源の分布する領域での DWSの値が大きくなることが期待されるが，図 4-19から余震の分布する領域で大きな DWSとなっていることがわかる．一方，絶対走時の観測方程式 (4-1)式もインヴァージョンに用いるため，震源と観測点を結ぶ波線の分布する震源より上方の領域でも，大きな DWSの値を示している．このことから今回のデータセットでは，余震の分布する領域やその周辺域では信頼できる解を得ることができたと考えられる．

ただし，本研究では余震および周辺に分布する観測点のみを解析に使用しているため，余

震域から下方に離れた領域では DWSが小さく，解の信頼度が低いことに注意する必要がある．図 4-20には図 4-19と同じ断面における VsおよびＳ波の DWSの分布を示す．Ｐ波の場合と同様に余震域周辺およびその上方での DWSは大きく，それらの領域では信頼できる解を得ることができたと言える． ２つめとしては Restoring Resolution Test(RRT)を行った．RRTとは推定された速度構造があると仮定して求められる理論走時にゆらぎを加えたものをデータとしてインヴァー

ジョンを行い，元の速度構造にどの程度戻るかのテスト (Zhao et al., 1992)であり，実際に得られた速度構造の安定度の指標である．図 4-21には RRTによる Vp分布および Vs分布を示す．P波走時およびＳ波走時に対して与えたゆらぎはそれぞれ，標準偏差 0.05秒，標準偏差 0.1 秒である．RRT の結果からは，速度構造は極めて良く再現できており，今回のデータセットにおいて安定した解を得ることができたと言える．

61

４－５－２．2003年宮城県北部地震の発生機構との関係 速度構造からは，余震の並びの近傍で，速度が急変していることがわかり，それはすな

わち断層面を同定することができたということになる．また，断層の上盤側の速度が下盤

側の速度より顕著に遅い．余震分布からは，余震の浅部延長が石巻湾断層の地表トレース

と一致している．また，余震分布から推定される断層面の傾斜角は約 50度であり，逆断層型の応力場で期待される断層面の傾斜角（内部摩擦係数 0.6で，約 30度）と比べて有意に大きく，むしろ正断層型の応力場で期待される断層面の傾斜角（約 60度）に近い．重力異常からは石巻市街付近から北北西―南南東方向に走向をもつ重力異常の急変帯が認められ，

西側では東側よりも低異常値となっており，地震波速度分布と調和的である（図 4-22）．これらの観測事実は，2003年宮城県北部地震がかつて正断層として活動していた面を断層面として発生したと考えることで説明可能である．これまで内陸地震の発生機構として活断

層のすべりが考えられてきたが，本研究により，速度構造から断層面を同定すると共に，

かつて正断層として形成された構造が，弱面として再活動し，地震を起こしうることを確

認することができた． なお，2003年宮城県北部地震に近接した長町－利府断層においても同様に上盤側の速度が下盤側の速度より遅く，この場合は，上盤側に分布したカルデラに

対応した構造を見ていると指摘されているが (中島, 2002)，2003年宮城県北部地震の震源断層周辺域と同様にかつての正断層としての活動の痕跡が重畳している可能性がある． アスペリティと速度構造との対応を見るために，図 4-13 から図 4-17 には地殻変動観測

から推定されたアスペリティ領域の位置を併せて示している．また，図 4-23に余震から推定された断層面に沿った，dVp,dVs, Vp/Vsの分布を，地殻変動観測から推定されたアスペリティ領域と併せて示している．アスペリティの領域は，Vp, Vsとも，東西（上下）の低速度域に挟まれた，やや高速度域となっており，特にその傾向は Vpで顕著である．同様のアスペリティの領域で，Vp（または Vs）が大きい傾向については，例えば，Parkfield 地域では，1966 年の地震のすべり量の大きな領域において比較的大きな Vp が推定されている (Eberhart-Phillips and Michael, 1993)．このような Vpの変化の理由としては，一つには，断層面の凹凸が挙げられる．断層面付近での速度の急変帯をはさんで下盤側が高速に

なっているため，余震の平均的な並びに沿った速度分布をとると，断層面が上に凸となっ

ている領域は，高速度領域として，凹となっている領域は低速度領域としてイメージされ

る．釜石沖の「固有地震」では，断層面の凸の領域がアスペリティに対応する可能性が指

摘されており (五十嵐, 2000)，本研究でも同様に断層面の凹凸とアスペリティの形成との関係が示唆される．一方，プレート境界型地震である 1946年南海道地震の震源域には沈み込む海山と考えられる高速度の凸の領域が見出され，地震時にバリアとして破壊の伝播を止

めた可能性が指摘されている (Kodaira et al., 2000)．2003年宮城県北部地震では，本震 7時間前に最大前震が発生し，主に余震域の南西側を破壊したと推定されているが，断層面

62

上で上に凸の領域であるアスペリティが，前震時にはバリアとして作用し，破壊の北側へ

の進展を止めた可能性が示唆される．もう一つの原因としては，空隙の量の変化が挙げら

れる．Vp の低下の割合は空隙の密度に比例するため，アスペリティ領域で，Vp が大きいことは，水を含む空隙が少ないためと考えられる．アスペリティの成因については，摩擦

構成則のパラメータ の大きい領域であるというモデル (Scholz 1990; Boatwright and Cocco, 1996)がある．実際の地殻内の温度・間隙水圧を想定した条件下での摩擦構成則パラメータの変化について調べた研究はいくつかあるが (Blanpied et al., 1998)， と

空隙率との関係についてはまだ明らかではなく，現段階では，この Vp (Vs)の変化が の

変化に対応していると考えることはできない．ただし，空隙率の小さな場合の方が，強度

回復の効果がより顕著に現れるという報告 (Tenthorey et al., 2003)があることから，周辺に比べ Vpおよび Vsの大きな領域では，強度が大きい可能性はある．前震のすべり域に対応する南西側の領域では，Vp, Vsとも低い値になっており，アスペリティの領域とはやや異なる．Vp, Vsの低下の度合いが強度に対応すると考えれば，前震のすべり域ではアスペリティの領域より強度が低いと考えられる．前震の方が，本震よりも応力降下量が小さい

という報告 (八木・他， 2003)があり，震源域での強度の大小が応力降下量の大小に反映している可能性がある．強度の不均質性は断層のすべり挙動に影響を与える．アスペリティ

領域の強度が比較的高く，前震のすべり時にはバリアとして働いたために，前震のすべり

領域が，強度の高いアスペリティの存在する北部には進展せず，南側の領域のみの破壊と

して一旦停止したものの，前震により生じた応力集中により，バリアの破壊としてアスペ

リティのすべりが促進されたとして，2003年宮城県北部地震の破壊過程を理解できる．一方，アスペリティのさらの北側の速度構造は震源分布や観測点配置の制約から求められて

いないものの，アスペリティに隣接する余震域北端の最大余震の震源付近では高速度の領

域の広がりがやや大きく推定されており，より強度の大きい北側の領域がバリアとなって，

アスペリティの広がりが制限されている可能性がある． 2003年宮城県北部地震の北側に隣接して 1900 年宮城県北部地震（M7.0）が発生している（長谷川・他，私信；図 4-24）ことから，1900年の地震のアスペリティ領域，あるいは２つの地震を分けるバリア領域のいずれかを見ている可能性が挙げられるが，さらに北側の速度不均質構造を詳細に求め，そ

れぞれの地震の震源域と比較することが必要であろう．

ab −

ab −ab −

Vp/Vs の分布では，余震の分布域およびその近傍に Vp/Vs の小さな領域があり，断層近傍での水の分布に対応する可能性が示された．東北地方においては，上部地殻の地震発生

域の周辺でVp/Vsの小さな領域が確認されており (Nakajima et al., 2001b; Nakajima and Hasegawa, 2003)，スラブからの脱水を起源とする水が上部地殻にまで至る様子が明らかにされている (Nakajima et al., 2001a; Hasegawa and Nakajima, 2003)が，本研究では，上部地殻での Vp/Vs の分布を，さらに高分解能でイメージングし，断層との関係をより明瞭に示すことができた．同様の結果は，例えば，サンアンドレアス断層においては断層に沿

って Vp/Vsの大きな領域があり，流体の存在が指摘されている (Thurber et al., 1997)．流

63

体は有効法線応力を下げると共に，水は応力腐食を進展させるため，破壊の開始を促進し

強度を下げる効果があることから，地震発生における流体の関与 (Sibson, 1992; Hickman et al., 1995; Sleep, 1995; Streit and Cox, 2001; Tenthorey et al., 2003)が示唆されてきた．例えば，2003年宮城県北部地震の場合のように，最大主圧縮軸方向を水平，最小主圧縮軸を鉛直とした場合に，傾斜角 55度の断層がすべりを起こすためには，間隙水圧が非常に大きく，ほぼ静岩圧（lithostatic pressure）と等しい必要があるが (Streit and Cox, 2001)，水を含む充分圧密された断層ガウジ内で高い間隙水圧が生じ (Sibson, 1992; Sleep and Blanpied, 1992; Sleep, 1995)，地震発生に至ったと考えることもできる．ただし，本研究で用いたグリット間隔は 2km であり，数 10ｍ～数 100ｍと推定されている断層帯の幅 (Scholz 1990)よりも大きく，得られた Vp/Vsの分布は断層帯そのものを見ているというよりも，断層帯を含む領域を見ていると考えられる．断層帯内の間隙水圧は，断層ガウジの

圧密により地震発生後から増加し，周辺の間隙水圧よりも大きくなると断層帯内の水が断

層帯の外に浸透していくというモデル (Cox, 1995)があるが，得られた Vp/Vsの分布はそのようにして形成された断層帯周辺での水の分布を見ている可能性もある（図 4-25）．特に，本震，最大前震，最大余震の震源や，共役断層上の off-planeの余震群は Vp/Vsの比較的小さな領域にある．例えば，1995年兵庫県南部地震や 2001年 Bhuj地震（M7.6）では，震源（破壊開始点）近傍で Vp/Vs の大きな領域があり，地震の破壊核形成と流体との関わりが指摘されている (Zhao and Negishi, 1998; Mishra and Zhao, 2003)．震源や共役断層上の余震群は，例えば，水を含む空隙が多く分布する領域であり (Miller et al., 1996)，地震発生に至りやすい場所にあった可能性もある． ただし，ここで見ている Vp, Vs や Vp/Vsの分布が，地震発生前からのものなのかは分

からない．断層のすべりにより，地震発生後に断層帯内の水が周辺に散逸する可能性が考

えられる．例えば，1995年の Antofagasta地震では，すべり量の大きい領域の上部に Vp/Vsの大きな領域が見られるが，その成因については，地震発生後に水が上方に供給されたと

考えられている (Husen et al., 2000)．2003年宮城県北部地震の場合には，近接した領域で M6 クラスの地震が続発しており，破壊した領域からの水の移動が次の地震の発生に影響を及ぼした可能性もある．地震発生前後での速度構造の変化の推定 (Chen et al., 2001)などの試みが今後必要となろう．

64

140.6E 140.8E 141.0E 141.2E 141.4E 141.6E 141.8E

38.2N

38.4N

38.6N

38.8N

Satelite telemetry station［7/28/2003 17:00 -］

Seismic array (non-telemetry)［7/26/2003 17:00 -］

Tohoku Univ.

Hi-net

JMA

7/26 16:56 M5.3

7/26 00:13 M5.5

7/26 07:13 M6.2

30 km

図４－１．2003年宮城県北部地震周辺の地震観測点分布．

65

図４－２． 地震直後に展開した臨時地震観測点と定常観測点を併合処理し，DD location

法により求めた余震分布．色は震源の深さを表す．(a) 震央分布図．太破線は活構造の位置を示す．細破線は余震の等深線を 1km 間隔で示す．(b) 南北断面図．(c) 北緯 38.44度以北の地震に対する A-A’断面図．(d) 北緯 38.44度以南の地震に対する B-B’断面図．

66

141˚ 06' 141˚ 12' 141˚ 18'

38˚ 24'

38˚ 30'

0 5

km 0 10

Depth(km)

0 10 20

Distance(km)0 10 20

Distance(km)

1 3 M 5

A A’B

B’

Dep

th(k

m)

A A’B B’

(a) (b)

(c) (d)

�

5

10

15

Foreshock(7/26 0:13 M5.5)

Foreshock(7/26 0:13 M5.5)

Foreshock

図４－３．最大前震（7/26 0;13 M5.5）から本震直前（7/26 7:12）までの震源分布．

67

141˚ 06' 141˚ 12' 141˚ 18'

38˚ 24'

38˚ 30'

0 5

km 0 10

Depth(km)

0 10 20

Distance(km)0 10 20

Distance(km)

1 3 M 5

141˚ 06' 141˚ 12' 141˚ 18'

38˚ 24'

38˚ 30'

0 5

km 0 10

Depth(km)

0 10 20

Distance(km)0 10 20

Distance(km)

1 3 M 5

Main shock(7/26 7:13 M6.2)

Main shock

Main shock(7/26 7:13 M6.2)

A A’B

B’

Dep

th(k

m)

A A’B B’

(a) (b)

(c) (d)

�

5

10

15

Foreshock(7/26 0:13 M5.5)

Foreshock(7/26 0:13 M5.5)

Foreshock

Largest aftershock(7/26 16:56 M5.3)

Largest aftershock(7/26 16:56 M5.3)

Largest aftershock

7/26 0:13- 7:127/26 7:13-16:557/26 16:56-17:007/26 17:00-7/27 7:137/27 7:13-8/18 8:00 M≧2.5

図４－４．全期間（7/26 0:13-8/18 8:00）の震源分布．色は地震の起きた時刻を示す．

68

0 5 10 15 20(days)

0 10.5(days)

(b)

(a)

Dep

th (

km)

0

5

10

15

Dep

th (

km)

0

5

10

15

図４－５． (a) 時間―深さ分布図．全期間を示す．(b) 時間―深さ分布図．最大前震から

本震後１日間を示す（7/26 0:13-7/27 7:13）．(c) 時間―南北位置分布図．全期間を示す．(d) 時間―南北位置分布図．最大前震から本震後１日間を示す．

69

(c)

(d)

0 5 10 15 20

0 10.5

N-S

dis

tanc

e (k

m)

200

N-S

dis

tanc

e (k

m)

200

(days)

(days)

Foreshock

Main shock

Largest aftershock1 day

3 weeks

図４－５．（続き）

70

本震，最大前震，最大余震（7/26 16:56 M5.3）のメカニズム解とモーメント図４－６．

テンソル解および震央分布．細破線は，余震の等深線を 1km間隔で示す．

71

3

9

1138.4N

38.5N

141.1E 141.2E 141.3E

1 (Foreshock)

2

3

4

5

8

7

9

10

11

12 13

15

16 (Largest aftershock)

14

6 (Mainshock)

図４－７． 最大前震から最大余震までのメカニズム解．数字は時間順を示す．細破線は

余震の等深線を 1km間隔で示す．

72

図４－８． GPSおよび水準測量データを用いて推定された 2003年宮城県北部地震の

すべり量分布 (Miura et al., 2003)．青のコンターはすべり量（間隔 0.2m）を示す．★は本震，最大前震，最大余震の震央を示す．○は本研究による

余震の震央を示す．

73

図４－９． 近地強震記録および遠地地震記録を用いて推定された 2003年宮城県北部地震のすべり量分布 (八木・他，2003)．青，赤，緑のコンターは最大前震（間隔 0.04m），本震（間隔 0.2m），最大余震のすべり量（間隔 0.04m）を表す．青，赤，緑の星は防災科技研による前震，本震，最大余震の震央

を示す．

74

141 00' 141 06' 141 12' 141 18' 141 24'38 18'

38 24'

38 30'

38 36'

0 2 4

km

A A’B B’C C’D D’

141 00' 141 06' 141 12' 141 18' 141 24'38 18'

38 24'

38 30'

38 36'

0 2 4

km

E

E’

F

F’

図４－１０．DD tomography法で用いた，地震（○），観測点（▲），グリッド（＋）の分

布．Ａ～Ｆまでの各断面の位置を併せて示す．

75

141˚

06'

141˚

12'

141˚

18' 38

˚ 24

'

38˚

30'

05

km0

10

Dep

th(k

m)

010

20

Dis

tanc

e(km

)0

1020

Dis

tanc

e(km

)

1 3 M

5

AA

’B

B’

Depth(km)

AA

’B

B’

(a)

(b)

(c)

(d)

2003

/7/2

6 17

:00-

8/1

8 8

:00

5 10

141˚

06'

141˚

12'

141˚

18' 38

˚ 24

'

38˚

30'

05

km0

10

Dep

th(k

m)

010

20

Dis

tanc

e(km

)0

1020

Dis

tanc

e(km

)

1 3 M

5

AA

’B

B’

Depth(km)

AA

’B

B’

(e)

(f)

(g)

(h)

2003

/7/2

6 17

:00-

8/1

8 8

:00

5 10

図４－１１． DD locationで得られた震源分布（a～d；図 4-2）と DD tomography法で得

られた震源分布（e～h）の比較．

76

3.50

5.25

6.00

8.00

2.50

3.25

3.60

4.50

Vp

(km

/s)

Vs

(km

/s)

(a)

141

00'

141

06'

141

12'

141

18'

141

24'

38 1

8'

38 2

4'

38 3

0'

38 3

6'

02

4

km

BB

’

(b)

1.50

1.70

1.78

2.00

Vp/

Vs

(c)

0 2 4 6 8 10 12 14

-8-6

-4-2

02

46

810

5

5.2

5.4

5.6

5.8

6

6.2

0 2 4 6 8 10 12 14

-8-6

-4-2

02

46

810

3

3.2

3.4 3.6

3.8

0 2 4 6 8 10 12 14

-8-6

-4-2

02

46

810

1.6

1.6

1.7

図４－１２．B-B’断面における (a) Vp, (b) Vs, (c) Vp/Vsの分布．

77

図４－１３．各断面における Vp分布．☆は本震（F-F’），最大前震（E-E’），最大余震（A-A’）の震源を示す．○は余震を示す．白波線は地殻変動観測による 2003年宮城県北部地震のアスペリティの範囲を示す．

78

図４－１４．各断面における dVp分布．

79

図４－１５．各断面における Vs分布．

80

図４－１６．各断面における dVs分布．

81

図４－１７．各断面における Vp/Vs分布．

82

図４－１８．(a)介在物のモデルとアスペクト比αとの関係．(b) S波速度（Vs）とＰ波速度

（Vp）の変化の割合VpdVsd

lnln

とアスペクト比αとの関係．βは流体相に対する

固体相の体積弾性率の比を表す．Takei (2002)より引用．

83

図４－１９．B-B’，D-D’，F-F’断面における Vp分布およびＰ波の DWS分布．DWSは最

大値で規格化した値で示す．

84

図４－２０．B-B’，D-D’，F-F’断面における Vs分布および S波の DWS分布．

85

3.50 5.25 6.00 8.00

2.50 3.25 3.60 4.50

Vp

Vs

(a) Vp Original RRT

141 00' 141 06' 141 12' 141 18' 141 24'38 18'

38 24'

38 30'

38 36'

0 2 4

km

B B’

(b) Vs Original RRT

0

2

4

6

8

10

12

14

-8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10

5

5.2

5.4

5.6

5.8 6 6.2

0

2

4

6

8

10

12

14

-8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10

3

3.2

3.4

3.6

3.8

0

2

4

6

8

10

12

14

-8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10

5

5.2

5.4

5.6

5.8

6

6.2

0

2

4

6

8

10

12

14

-8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10

3

3.2

3.4

3.6

3.8

図４－２１．B-B’断面における RRTによる(a) Vp分布，(b) Vs分布．

86

dVp

(%)

15 2 0 -2 -15

dVs

(%)

15 2 0 -2 -15

141˚

06'

141˚

12'

141˚

18' 38

˚ 24

'

38˚

30'

05

km

141˚

06'

141˚

12'

141˚

18' 38

˚ 30

'

-100-5

050100

150

200

Alti

tude

(m)

141˚

06'

141˚

12'

141˚

18' 38

˚ 24

'

38˚

30'

05

km

141˚

06'

141˚

12'

141˚

18' 38

˚ 30

'

80

90

90

90

90

100

100

100

110

110

120

120

130

130

0

0

80100

120

140

Bou

guer

Ano

mal

y(m

gal;

2.3

g/cc

)

(a)

(b)

(c)

(d)

141

06'

141

12'

141

18' 38

24'

38 3

0'

-8

-8

-4

-4

-4

0

0

4

4

8

8

0

0

141

06'

141

12'

141

18' 38

24'

38 3

0'

-8 -8

-4

-4

0

4

4

8

8

0

0

図４－２２．(a) 深さ４ｋｍにおける dVpの分布 (b) 深さ 4kmにおける dVsの分布．(c)

地形図．(d) ブーゲー異常図（仮定密度 2.3 g/cc）

87

図４－２３．断層面に沿った (a) dVp, (b) dVs, (c) Vp/Vsの分布．DWSが最大値の 0.4倍

以上の領域のみ示す．○は余震を示す．白線は，(d)に示す地殻変動観測による 2003年宮城県北部地震のすべり量分布 (Miura et al., 2003)により推定されるアスペリティ（最大値の半値以上の領域）の範囲を示す．

88

図４－２４．2003 年宮城県北部地震，1900 年宮城県北部地震（M7.0），1962 年宮城県北

部地震（M6.5）の震度６の範囲（長谷川・他，私信，2003）．背景のコンターは GPS観測による歪速度（東西成分）．

89

Low Vp/VsH20 Brittle

Ductile

Low V High V

hypocenter

Faul

t rea

ctiv

ated

High V= asperity

図４－２５．2003年宮城県北部地震の震源断層の模式図．

90

第５章 まとめ 東北日本は，その下に太平洋プレートが約 8mm/yr の速度で沈み込む，典型的な沈み込み帯に位置し，活発な地震活動が見られる．本研究では，アスペリティの分布の特徴と活

動のゆらぎを知り，さらにその成因について理解を深めることを目的とし，東北日本にお

ける地震活動特性の詳細な調査を行った． 第２章では，プレート境界に発生する中規模地震のアスペリティと活動について，検証

した．その結果，釜石沖の「固有地震」 (Matsuzawa et al., 2002) や 1978年宮城県沖地震震源域周辺に発生した中規模地震について，アスペリティの繰り返しすべりがみられる

ことが確認でき，アスペリティの繰り返しすべりが普遍的な現象である可能性を示すこと

ができた． 第３章では，一関市西部の地震 (2000年 M4.7, 1999年 M4.3)を例とし，内陸地震のアスペリティの活動について調べた．再来間隔よりも充分短い期間では，同じ場所（アス

ペリティ）はすべりを起こせず，地震発生すなわちアスペリティのすべりにおいて，解放

されたエネルギーを蓄積するための期間（準備過程）が必要であることを示す結果が得ら

れた． 第４章では， 2003年 7月 26日宮城県北部の地震（M6.3）の詳細な震源分布および震源

域近傍の速度不均質構造を推定した．余震の並びに対応して速度が急変しており，地震波

速度分布から断層面を同定することができた． Vp, Vsとも断層面上盤側（西側）で低速度になっている．余震の浅部延長が石巻湾断層の地表トレースと一致すること，西側では東

側よりも低い重力異常値となっていることと併せ，これらの観測事実は，2003年宮城県北部地震が，地殻内の弱面であるかつての正断層にそってすべったことを示している．地殻

変動観測や地震波形インヴァージョンから推定されたアスペリティ領域では，やや大きな

Vp および Vs が推定され，断層面近傍での媒質の変化とアスペリティ領域の形成との密接な関わりを示唆する．さらに，Vp/Vsの小さい（< 1.7）領域が，断層面およびその周囲に分布しており，震源域近傍での水の存在，地震発生への関与も示唆される． 本研究による結果は，地震発生にいたる応力集中過程を理解する上で重要な情報である．

今後，理解をさらに深めるためには，他の地震についても同様の調査を系統的に行い，そ

れらの結果を比較検討することが必要である．また，比抵抗構造 (例えば，Ogawa et al., 2001)や地震波減衰構造 (例えば，Tsumura et al., 1996)など，他の構造に関する情報との比較も重要である．さらに，得られたアスペリティの分布や震源断層近傍の詳細な速度不

均質構造と，地震波形データなどから得られる応力場に関する情報 (例えば，Okada et al., 1994; 岡田・他，1997; 伊藤・他，2001; 山下・他，2003)を，比較することも必要となろう．例えば，活断層周辺域の不均質構造から，活断層沿いのアスペリティ領域を地震前に

推定し，周辺での応力場や流体分布の時間変化を明らかにすることが可能となれば，内陸

地震の発生予測の確度向上につながるものと期待される．

91

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