８−８ 緊急海底地震観測による紀伊半島南東沖の地震
Offshore southeast of the Kii Peninsula Earthquake by using temporal ocean bottom
seismometers

東京大学地震研究所

地震地殻変動観測センター

Earthquake Research Institute, University of Tokyo.
2004 年 9 月 5 日に発生した紀伊半島南東沖の地震（M7.4）は，震央が南海トラフ近傍であることから，プレート境界で発生する低角逆断層の地震であると思われた．しかし，この地震の発震機構解は南北方向に圧縮軸を持つ高角逆断層であり，プレート内で発生したものと考えられている．想定されている東南海地震の震源域のすぐ海溝側で発生したため，想定東南海地震に対する影響が懸念されるが，紀伊半島の海岸線から 100 km 以上も離れているため，震源の決定精度が悪く，地震断層面の深さ，傾き，形状などを余震分布から求めることが困難な状況である．
そこで，まず 5 台の海底地震計を 9 月 8 日にヘリコプターを使って投入した．震源の深さを精度よく求めるためには，地震が発生している深さ程度の観測点間隔が必要である．今回は，観測点間隔を約 10km にし，本震の破壊開始点近傍に設置した（第 1 図）．震源域全体をおおう配置ではなく，本震の深さを知ることを重視した．その後，北海道大学，東北大学，九州大学と共同で 25 台の海底地震計を準備し，海洋研究開発機構の「かいよう」を使って，9 月 14・15 日に設置した（同時に，先の 5 台の回収も行った）．この 25 台は，余震域全体に，ほぼ等間隔で配置している（10 月中旬に無事回収し，解析中）．
先に回収した 5 台の海底地震計のデータを使って，気象庁一元化震源リストに基づいて波形を切り出し，震源決定を行った．震源決定に用いた速度構造は，人工地震探査によって得られた速度構造 1)を基にした（第 2 図）
．この地域は海溝近傍であるため，遅い堆積層が厚く存在する地域である．そのため，堆積層の底で変換する Sp 変換波や Ps 変換波などと得られている堆積層の厚さを用いて堆積層の S 波速度を推定し，震源決定に用いた．さらに，海底地震計近傍で発生した地震だけを選び，走時残差の平均値を観測点補正値とした．最終的に得られた震源決定における走時残差の平均は，P 波が 0.03秒，S 波が 0.12 秒である．
切り出した波形数は 765 個で，そのうち P 波の読み取り数が 3 個以上で S 波の読み取り数が 1 個以上あるものを選び，気象庁一元化震源と対応した地震が 480 個である．その震源は，気象庁一元化震源と比較して約 5km から 25km の範囲内で浅くなり，2 群に分かれて分布している．その中でも浅い部分である 5km から 15km に分布するものは，水平位置では北西−南東方向に伸びている．一方で，深い 15km から 25km に分布するものは，海溝軸に平行な方向に広がっている．本震や主な余震の発震機構解から推定されるような傾斜する余震分布は，明瞭ではない（第 3 図）．
海底地震計を設置した直後に最大余震が発生しているが，最大余震発生前の余震分布はそれ以降の余震分布とは異なっていて，その断面図では南傾斜の分布が不明瞭ながら見られる．そこで，最大余震発生前後の余震を読み取りなおし，地震数を増やすことにした．気象庁の一元化震源リストにかかわらず，P 波，S 波が明瞭に読み取れるものをすべて読み取り，最大余震発生前後の 7 時間ずつの震源情報を作った．その中で，水平方向の震源決定精度が 1km 以下で，深さ方向の震源決定精度が 3 km 以下のものは，それぞれ 272 個と 151 個であった．
最大余震発生前の 7 時間では，2 群に分かれていると見られていた余震分布の中間領域にも余震が発生していて，全体的に南に傾斜する分布になっている（第 4 図）．それに対し，最大余震発生後の 7 時− 499 −

間の余震分布では，中間領域の余震が減り，2 群に分かれる余震分布が明瞭になっている．さらに，最大余震発生前に存在した 25km 以深の地震が，その後は観測されていない．最大余震に対しても，海底地震計の記録を用いて決めなおしたが，記録が飽和していて S 波が読めず，P 波だけの震源決定になっている．そのため，震源位置に対する信頼度は低いが，最大余震は浅い地震群に含まれている．

参考文献：1) Nakan ishi, A., N. Takahashi, J.O. Park, S. Miura, S. Kodaira, Y. Kaneda, N. Hirata, T. Iwasaki, and M.
Nakamura, Crustal structure across the coseismic rapture zone of the 1944 Tonankai earthquake, the centralNankai Trough seismogenic zone, J. Geophys. Res., 107, EPM 2-1-21, 2002.

− 500 −

P-wave velocity(km/s)
136.5

137.0

137.5

138.034.0033.5

33.5

533.0

33.0

32.5

32.5
138.0

Depth(km)

34.0

12

3

137.0

137.5

第 1 図 観測点分布（海底地震計：▼，本震：★，主な余震：★）．
Fig.1 Location of OBS ( ▼ ), main shock ( ★ ) andaftershocks( ★ ).

567

8

Accretionary prism(Vp/Vs = 3 - 4)

10
Subducting oceanic crust(Vp/Vs = 1.73)

15
136.5

4

Moho interface

Upper mantle(Vp/Vs = 1.73)
Model K02

20
第 2 図 速度構造．
Fig.2 P-wave and S-wave velocity structure model.

第3図

人工地震探査による速度構造断面（Nakanishi et al., 2002,）と震源分布（9 月 8 日17 時〜 23 時 57 分）．水平精度 1km 以下，深さ精度 3km 以下のもの．
Fig.3 Vertical section of P-wave velocity structure and the aftershock distribution along therefraction proﬁle (Nakanishi et al., 2002). The error of less than 1 km in the horizontal
direction and less than 3 km in depth.

− 501 −

910101020202030

N = 272
9/8 17-243030

10101020202030

N = 151
9/9 00-073030

第4図

余震分布（9 月 8 日 17 時〜 24 時と 9 日 0 時〜 7 時）
．水平精度 1km 以下，深さ精度 3km 以下のもの．
Fig.4 Aftershock distribution (9/8 17h-24h and 9/9 0h-7h). The error of less than 1 km in thehorizontal direction and less than 3 km in depth.

− 502 −