日29-1-2-6

2-6 海溝型地震と内陸沿岸地震の関連メカニズムの評価準備

東京大学地震研究所

2-6 海溝型地震と内陸沿岸地震の関連メカニズムの評価準備
内陸被害地震の発生は、プレート境界地震と密接な関係

内陸被害地震火山

プレート境界地震

上盤プレート内の断層矩形モデル

関連メカニズム評価のための数値モデルを構築

粘弾性有限要素法により断層面上に作用する応力を求める
三次元粘弾性有限要素モデル
東北沖地震から100年後の応力状態

モデル形状とメッシュ

2日本列島域の様々なプレート境界プロセス

千島海溝の固着による応力蓄積

南海トラフの固着による応力蓄積

琉球海溝の後退東北沖地震後の余効変動

国土地理院によるGPS変動図に加筆

3

H29年度の目的• 平成28年度までに作成した粘弾性モデルに基づいて、南海トラフ等のプレート境界プロセスによる日本海南部および西南日本沿岸に分布する震源断層面上のクーロン応力変化を検討する。

4the principal axes of strain rates in Fig. 5. Large strainrates in southwest Japan can be seen (Fig. 5 (b)). ANW–SE contraction (3−4 × 10− 7/yr) is dominant inthe Nankai region. This implies strong coupling on theplate interface. This NW–SE contraction gradually
decreases in eastern Kyushu and disappears south ofcant strain rates (∼ 4 × 10− 7/yr) ca
in the E–W direction. They show
shear strain rates along the E–
concentration of left lateral shearof tectonic interaction between th
its northern neighboring region.

GPS 観測による西南日本の速度場
九州〜四国の変動
GPS 観測データを拘束条件として、震源断層上の応力を計算するための現実的なモデルを求める

固着により陸側へ押される

M. Nakamura / Earth and Planetary Science Letters 217 (2004) 389^398
琉球列島の変動395

回転運動
The horizontal velocity of the junction between
沖縄トラフの拡大

Taiwan and the Ryukyu Arc to the northeast of
Taiwan is 3.0 cm/yr, with an azimuth of N170‡E[11]. This junction region rotates clockwise to theeast of Taiwan [12], whereas the adjacent Yaeyama block rotates counter-clockwise. This di¡erAmur
Plate fixedbending
1996-2002beence in rotation direction
generates
NishimuraHashimoto,2006)
tween the Yaeyama (S.
blockand &eastTaiwan,
anddeformation and bending of the Ryukyu Arc areconcentrated in the junction area. Furthermore,
the stress ¢elds of these two regions di¡er markedly : the extensional and strike-slip faulting dom海溝側への運動
Fig. 4. Horizontal velocity field in southwest
JapanwithYaeyama
respect to the AM.
Velocities
usedin ouranalysis
are indicated b
inant intheblock(Fig.
2b)
havemaxconfidence limits for GPS velocities are also shown by ellipses attached to velocity vectors.
imum tensile axes (T axes) oriented NE^SW,(Nakamura, 2004)

Fig. 5. Horizontal displacement rate vectors of GPS sites.
All vectors are relative to Eurasian plate (Shanghai VLBI).

5日本列島域の三次元有限要素モデル
Hashima et al. (2016), Freed et al. (2017)
EURを除く北西から眺めた全体図

PAC
PHS

700 kmPAC

EUR

PHSNankai

内部構造
30 km

1019 Pa s

70 km

1019 Pa s・プレート境界形状はNakajima & Hasegawa (2006), Hayes et al.
(2012)に基づく
・約160万個の正四面体要素、メッシュサイズ5〜100 km
・弾性リソスフェア（緑）と粘弾性アセノスフェア（白）6南海トラフの固着モデル
124˚128˚132˚136˚140˚144˚148˚

プレート境界の固着はすべり速度欠損を与えることによりモデル化

44˚

EUR(Savage, 1983; Matsu’ura & Sato, 1989)

40˚

36˚

PAC

32˚

九州南海

東南海

すべり速度欠損分布・東南海（緑）：3 cm/yr・南海（水色）： 6 cm/yr(Hok et al., 2011; Yokota et al., 2016)28˚

24˚PHS20˚

7dimensional horizontal strain rate field in southwest
Japan from the GPS-derived velocity field. We show
the principal axes of strain rates in Fig. 5. Large strain
rates in southwest Japan can be seen (Fig. 5 (b)). A
NW–SE contraction (3−4 × 10− 7/yr) is dominant inthe Nankai region. This implies strong coupling on theplate interface. This NW–SE contraction gradually
decreases in eastern Kyushu and disappears south ofSeveral other features are inclu
rate field. Along 32°N in southercant strain rates (∼ 4 × 10− 7/yr) ca
in the E–W direction. They show
shear strain rates along the E–
concentration of left lateral shear mof tectonic interaction between th
its northern neighboring region. I

南海トラフの固着による変位速度場
計算速度場
128˚

36˚

観測速度場

132˚

136˚

四国の北西への押しはOK

Nishimura& Hashimoto(2006)
Fig. 4. Horizontal velocity field in southwest Japan with respect S.
to theAM. Velocitiesused in our analysis
are indicated b
confidence limits for GPS velocities are also shown by ellipses attached to velocity vectors.

32˚

5 cm/yr

九州中南部の回転運動を再現できていない

8

132˚

132˚

.4
−04

-0.4

−0

−1

-0.6

−1.2-0-1-1.2.6

-0.4

32˚

0.8
0.6
0.2.6
40
0.

4

1

0.

0.
0.4 2

0.2

伸張

P 軸 OK1.2
1

0.2 0.8 0.4

.68
101.2

1
1.2

-0.8

00.6.80.2

8−0-.0.4
121.4682
0.2-1.2-1-002.
01.81.2.2.4.6.8
16
01.20.8
0.6
0.4
0.2
0 00
−10.
−0−14..168-0. .6.
20.
246.2 00.
011.8
-0.2.620216.8−---1100-..-.2
8
0.4
-0.41
−0.60.6 0 --01--.004.
−−0..82 −
-1.2
1 −00
0.2 0.4 0 ..4.68
-0.2
0.2
000.6
0−.20

0.8???

.8

10.1.200.86.20Good!?

0.4
kpa/yrkpa/yr−2

0
12＊ミーゼズ応力の場合、常に正−1−2
128˚

kpa/yr−2−10

PACの影響?

0.4

0.8

-08.
0−0Good!

36˚

6−1
−0.4
0.2
−32˚0.6136˚.
−0-0.2132˚

0.4

80-0.236˚-0.

128˚

ミーゼズ応力（剪断応力）

圧縮−0.8.6.2

等方応力(σ11+σ22+σ33)-0−0.2124˚

136˚

−0.

1.21.2128˚

0.
2124˚

136˚

.2−12˚

南海トラフの固着による応力場
2−0.

6˚128˚

00. .24124˚

1−10132˚

12136˚

〜M7地震のメカニズム解236˚

九州中南部の応力は南海トラフの固着では説明できない32˚＊ビーチボール記号は
黒い象限が伸張応力を示す
9CMT data from NIED F-net Catalogue & Harvard CMT Catalog

琉球海溝の後退124˚

128˚

132˚

136˚

140˚

144˚148˚

海溝後退はすべり速度余剰を与えることによりモデル化できる

44˚

EUR(Hashima et al., 2008)40˚

36˚PAC

32˚

九州南海

東南海

28˚

24˚PHS
すべり速度余剰：4 cm/yr

20˚

10

of strain rates in Fig. 5. Large strain
Japan can be seen (Fig. 5 (b)). Aon (3−4 × 10− 7/yr) is dominant inThis implies strong coupling on thehis NW–SE contraction graduallyrn Kyushu and disappears south ofcant strain rates (∼ 4 × 10 /yr) can be seen, alignedin the E–W direction. They show large left lateralshear strain rates along the E–W direction. This
concentration of left lateral shear might be the resultof tectonic interaction between the Ryukyu arc andits northern neighboring region. In central Kyushu,

琉球海溝後退の効果を加えた速度場
128˚132˚136˚

計算速度場
36˚
回転運動が再現できた！

観測速度場
M. Nakamura / Earth and Planetary Science Letters 217 (2004) 389^398

124˚128˚395

132˚

ity field in southwest Japan with respect to the AM. Velocities used inourhorizontal
analysis arevelocity
indicated
solidarrows.between
The 95%
Theofbythejunction
PS velocities are also shown by ellipses attached to velocity vectors.
Taiwan and the Ryukyu Arc to the northeast ofTaiwan is 3.0 cm/yr, with an azimuth of N170‡E[11]. This junction region rotates clockwise to theeast of Taiwan [12], whereas the adjacent Yaeyama block rotates counter-clockwise. This di¡erence in rotation direction generates bending between the Yaeyama block and east Taiwan, and28˚
deformation and bending of the Ryukyu Arc areconcentrated in the junction area. Furthermore,
the stress ¢elds of these two regions di¡er markedly : the extensional and strike-slip faulting dominant in the Yaeyama block (Fig. 2b) have maximum tensile axes (T axes) oriented NE^SW,

観測速度場

琉球の計算速度場

32˚5 cm/yrFig. 5. Horizontal displacement rate vectors of GPS sites.
All vectors are relative to Eurasian plate (Shanghai VLBI).

4. Discussion
Geomagnetic and topography data suggest the24˚
presence of lineaments
trending NW^SE in theYaeyama block [6]. These lineaments form grabens striking NW^SE in the south Ryukyu Arc[10]. The strain rate suggests a trench-parallel extension, and extensional axes inferred from thefocal mechanism solutions also indicate a NE^
SW orientation (Fig. 2b). Thus, trench-parallel
extension is dominant in the southwestern Ryukyu Arc.
The boundary between the central and southern

海溝への動きは再現できたが方向はまだ合っていない
11

応力場への効果

132˚

等方応力
0.2
(σ11+σ22+σ33)

圧縮.2-0-0.6-0.
40.4128˚-0.2

36˚

136˚-0.8

132˚136˚0128˚

0.2

124˚

九州が伸張領域となったが、メカニズム解を説明できるほどの精度ではない-0-1.4-136˚.2

0.6
0.8
1.2

120.

0.4

0- .6.8-0- .40-0-1
0. -1.2
200.8.6--0-1.11.2
10.24682..204608.
11.2.
032˚

-0.6
1 421..4682-0.8 --001.
-1.2
4682..200-0101.2-0.4 -1.-81.2-0.6-0.4.6.8
101.2
0-.02.2

32˚

伸張
圧縮kpa/yr
−2−10

12

伸張

12

まとめと今後の課題• 平成28年度に作成した粘弾性有限要素モデルにおいて、南海トラフに固着（すべり速度欠損）、琉球海溝後退（すべり速度余剰）を与え変位速度・応力場の定性的なパターンを計算した。
– 南海トラフの固着は中国四国地方の変位速度場および応力場を説明できる– 九州地方の応力場を説明するためには琉球海溝後退を考慮する必要がある• 今後の課題– より現実的なすべり分布を与えて変位速度場をGPSデータに定量的に合わせる。最適なすべりモデルを求め、応力場を計算する
13