応力情報を用いた断層評価の試み
行竹洋平 *・武田哲也 *2・吉田明夫 *3
Evaluation of active faults in the Japanese islands by using the information of stress fieldby*Yohei YUKUTAKE , Tetsuya TAKEDA*2 and Akio YOSHIDA*3

1.

はじめに

検証を行うことを目的に、日本内陸域における応力場と内陸域の活断層で発生する大地震は、プレート境界型

活断層の位置・形状の情報から、各断層の slip-tendencyの大地震と比較して発生時期の推定がきわめて困難であを求めた。そして、活断層の平均変位速度との関係につる。その原因の一つとして、活断層で発生する大地震のいて調べた。

発生間隔が、多くの場合数千年と非常に長いことが挙げられる。現在、国の地震調査研究推進本部で実施されて2.

いる活断層の長期評価では、地形・地質情報をもとに活2.1.

日本内陸域の応力及び活断層情報
応力場の推定断層を検出し、その後トレンチ調査、歴史記録等により

slip-tendency を推定するにあたっては活断層周辺の応

平均的な活動間隔を推定する。そして最新の活動時期か

力場を高い空間分解能で精度よく決定することが重要

らの経過時間をもとに適当な確率密度関数をあてはめ、となる。応力場を求めるため、本研究では行竹・ほか

例えば 30 年間に大規模な地震が発生する確率を推定す（2012）により、P 波初動極性と実体波振幅値を用いてる（地震調査研究推進本部地震調査委員会、2001）。し決定された、日本内陸域における微小地震のメカニズム

かしながら、活断層の過去の活動履歴には不確定性が多解約 8000 個を解析に使用した（図 1）。メカニズム解決

いため、この手法によって得られる発生確率にも大きな定に使用したデータ、手法の詳細については行竹・ほか

誤差が生じる。

（2012）において記載されている。

こうした背景から過去の活動履歴以外に、断層の長期

次に応力インバージョン法を用いて、これらのメカニ評価やポテンシャル評価に有効な手法について模索する

ズム解データから日本内陸域における応力場を推定しことは、長期評価の信頼性を向上させるために非常に重た。ここでは、Hardebeck and Michael (2006) によって開要である。本研究では活断層を評価するためのパラメ

発された Damped Inversion 法を用いた。応力インバージータとして、その周辺の応力情報に着目した。Morris et

ョン法の詳細な手順については、行竹・ほか（2012）に

al., (1996) は、断層面上に作用するせん断応力と法線応記載されている手順に従った。ここでは、内陸域を緯度・力との比から断層のポテンシャルの評価を試みた。彼

経度方向 0.1 度間隔に分割し、それぞれの領域ごとに応らは、ある断層面にかかるせん断応力と法線応力（も力インバージョンを行った。分割された領域内に 4 個以

しくは摩擦抵抗）との比を slip-tendency と定義し、slip-

上のメカニズム解データがある領域のみ解析を行った。

tendency が大きい断層ほど、その応力場のもとで動き易

北海道地域については、地震活動度が低調であり、利用

い（滑りのポテンシャルが高い）と考え断層の評価を行できるメカニズム解の数が限られているため解析対象かった。slip-tendency は、活断層周辺の応力状態と活断層ら除外した。関東から東海にかけての内陸域では、震源の走向傾斜から求めることができる。

の深さとフィリピン海プレート境界の深さを考慮にいれ

本研究は、slip-tendency が断層ポテンシャルを評価すると多くの地震がプレート内部のものであると考えられる上で有用なパラメータとなりうるかどうかについてのる。本研究では、活断層周辺の応力情報が必要となるの* 神奈川県温泉地学研究所*2 防災科学技術研究所〒 250-0031〒 305-0006*3 静岡大学防災総合センター

神奈川県小田原市入生田 586

茨城県つくば市天王台３－１〒 422-8017

静岡県静岡市駿河区大谷 836

報告 , 神奈川県温泉地学研究所報告 , 第 45 巻 , 49-62, 2013 （この原稿はホームページにてカラーでご覧いただけます。
）－ 49 －

で、この領域については応力インバージョンの解析から

2.2.

除外した。

活断層情報

活断層の形状および位置の情報については、独立行政

上記の条件のもと応力インバージョンによって推定さ

法人産業技術総合研究所（以下、産総研と記載）の活れた応力場の空間分布を水平最大圧縮軸（σhmax）の方位

断 層 デ ー タ ベ ー ス（https://gbank.gsj.jp/activefault/index_

角の形にして図 2 に示す。推定された応力場は、宮城・

gmap.html）から取得した。このデータベースでは、日山形以北の東北地方で東西圧縮の逆断層型応力場が卓越

本全国の活断層トレースから長さが 10km 以上の活断し、中部から中国地方にかけて東西圧縮の横ずれ断層型

層・活断層群を起震断層として抽出し、さらに杉山（1999）

応力場が主に分布し、九州地方では横ずれ断層や正断の基準に基づきより小さい単元の活動セグメントとして層型応力場が分布するなど、先行研究（例えば、塚原・

区分している。10km 以下の活断層・活断層群および確

小 林、1991；Townend and Zoback, 2006；Terakawa and実度Ⅲ以下の活断層はこのデータベースには含まれな

Matsu’ura, 2010）と調和的である。図 2 を注意深く見ると、い。活動セグメントとは形状、位置、平均変位速度に連さらに小さい空間スケールでの応力場の空間変化が観察

続性がある断層の最小範囲を示したもので、起震断層はできる。それらは内陸域のテクトニクスを考えるうえで

いくつかの活動セグメントで連鎖的に地震が起こった場

重要な情報であるが、本研究の目的から離れるので、そ合の最も可能性の高い組み合わせとして定義されているの議論について省略する。

（詳しくは、上記 HP を参照のこと）。本研究では、研究

45˚

40˚

35˚

130˚
図1

140˚

135˚

145˚

本研究で使用したメカニズム解の P 軸分布（行竹・ほか、2012）。P 軸の色は Frohlich（1992）の定義により分類されたメカニズム解のタイプを表し、Frohlich(1992) により考案された三角ダイヤグラム（右下）上のカラーに対応する。例えば横ずれ断層成分を多くもつメカニズム解については赤色で表示される。四角で囲まれた領域
は、応力インバージョン及び slip-tendency の推定を行った領域を示す。

－ 50 －

対象領域における 512 本の活動セグメント（図 3）を解ンシャルが高い）と考えられる。

析対象とした。このデータベースからは、活動セグメン

ここで断層近傍の応力テンソル（絶対量を含む）を σ

トの平均変位速度や地震後経過率等の情報も取得でき、とし、断層面の単位法線ベクトルを n とした場合、断slip-tendency との関係を議論するときに後で使用する。

層上の σs と σn は以下の式で表される（例えば、山路、
2000）
。

3.

slip-tendency の推定手順
slip-tendency を Ts と表した場合、Ts は以下の式で定

(2)
(3)

義される。

応力テンソル σ は下記のように分解することができる。

(1)
σs は断層上のせん断応力、σn は法線応力を表す。μ は断層の摩擦係数である。(1) 式の分母は断層の摩擦抵抗力を表し、Ts が大きくなることは、断層の摩擦抵抗力に(4)対するせん断応力（断層を滑らせる力）の割合が大きくなることを意味する。したがって、ある応力場のもとでTs の値が大きいほどその断層は動き易い（滑りのポテ

40˚

35˚

0.0

0.5

正断層型

130˚
図2

135˚

1.0

1.5
横ずれ型

2.0

2.5

3.0

逆断層型

140˚

最大主応力軸（σhmax）の方位角空間分布。カラーは Simpson (1992) の定義により分類された応力場のタイプを表し（右下凡例に対応）、0 ～ 1.0 は正断層型、1.0 ～ 2.0 は横ずれ断層型、2.0 ～ 3.0 は逆断層型の応力場を示す。

－ 51 －

(4) 式のうち Q は主応力軸の方向を表す回転行列を、σ1、主応力軸方向、応力比（R）、断層方向（n）の関数で表され、

σ2、σ3 はそれぞれ最大主応力、中間主応力、最小主応力

最小主応力値や pore pressure には依存しないことを意味、P は pore pressure を、の大きさを、d は差応力（σ1-σ3）する。

R は応力比を表わし、R=(σ2-σ3) /(σ1-σ3) で定義される。1は単位行列を表す。(4) 式 2 段目の右辺第一項は、最小(6) 及 び (7) 式 を (1) 式 に 代 入 す る こ と に よ り、sliptendency（Ts）は以下のように表すことができる。

主応力値が取り除かれた偏差応力テンソルを表してい(8)る。この偏差応力テンソルを

(5)

(9)

と定義して、(4) 式を (2) 及び (3) 式に代入すると、σs とσ'' は主応力軸方向（Q）と応力比（R）のみで表される

σn は以下のように変形される。

規格化された応力テンソルである。Q と R は応力インバージョン法から決定することができるパラメータ（以(6)下、応力解と呼ぶ）であり、n については活断層データ(7)

ベースに登録された活動セグメントの方向から得ることができる。したがって、(8) 式において断層摩擦係数(7) 式は断層上のせん断応力の大きさが、差応力（d）と(μ)、pore pressure (P)、最小主応力値 (σ3)、差応力 (d) が

40˚

35˚

130˚

135˚

140˚

図 3 （独）産業技術総合研究所活断層データベースより取得した活動セグメントの分布。

－ 52 －

未知のパラメータとなる。これらは slip-tendency を推定

こ こ で、 差 応 力 d に つ い て は、P = hydrostatic の も とするために非常に重要なパラメータであるが、メカニズ(10) 式を満たす断層（つまりもっとも動き易い断層）がム解データから直接推定することができない。

破壊するのに必要な差応力以上は作用していないと仮定

本研究では、以下の仮定に基づき、4 つの未知パラメ

した。断層上のせん断応力、法線応力および (10) 式のータの値を得た。最初に、最小主応力値（σ3）の推定過

クーロン・ナビエの破壊基準との関係を、モール円にし程について述べる。2 章で述べた応力インバージョン法て表すと図 5 のようになる。(10) 式の直線と横軸との交により、内陸域の主応力軸方向（Q）および応力比（R）

点 P は、上記の仮定に従い静水圧 Ph である。モール円

が 0.1 度間隔で得られる。ここで、応力インバージョンの水平方向の位置は、鉛直方向の主応力の大きさが上載法によって決定された主応力軸方向の一つが鉛直に向い圧と等しいという近似に基づき決定される。クーロン・ている場合、その主応力の大きさは上載圧（σv=ρgz）でナビエの破壊基準 (10) 式を満たす最も動き易い断層に近似できるとした。ρ は岩石の密度、g は重力加速度、z

必要な差応力が上限であると仮定した場合、差応力 d はは深さを表す。だたし、応力インバージョン法により決モール円の半径と (10) 式との関係で決定される。接線

定された主応力軸が鉛直から大きく傾いている場合（鉛と円の関係式から、それぞれの応力場における d の値は直方向から 20 度以上傾いている場合）、上記の近似が成以下に示すように、応力インバージョン法により決定さり立たなくなるので、そうした応力解については後述す

れた応力軸方向が正断層型及び逆断層型応力場では、μ

る活動セグメントの slip-tendency 推定過程には使用しなと σv と Ph の関数として、横ずれ断層型応力場では μ とかった。最小主応力値（σ3）を求める過程は、応力インσv と Ph と R の関数として表すことができる。

バージョン法により決定された応力解のうち、どの主応
力軸が鉛直方向に決定されたかで異なる（図 4）。応力at normal fault stress regime. (11)

インバージョン法により σ3 軸が鉛直方向に決定された場合（逆断層型応力場と呼ぶ）σ3=σv、σ2 軸が鉛直方向

at strike-slip faultに決定された場合（横ずれ断層型応力場と呼ぶ）σ3=σvd×R、σ1 軸が鉛直方向に決定された場合（正断層型応力
stress regime. (12)場と呼ぶ）σ3=σv+d という近似が成り立つ。
次に、摩擦係数 μ 、pore pressure(P)、差応力 (d) の推

at reverse fault stress regime. (13)

定過程について述べる。断層の摩擦係数 μ は、Byerlee(1978) の 岩 石 実 験 結 果 を 参 照 に 0.6 と 仮 定 し た。porepressure (P) の値は、hydrostatic （Ph= 静水圧）であると

図 5 からは正断層型応力場、横ずれ断層型応力場、逆断仮定した。そして、ある応力状態のもとで最も動き易い

層型応力場の順で断層を動かすために必要な差応力が大断層は、以下のクーロン・ナビエの破壊基準を満たすと

きくなることが容易に理解できる。d は深さ z に依存すする。

るパラメータであるが、σ3 及び Ph はいずれの応力場のタイプであっても深さ z に線形と考えてよいので、(8)
(10)

逆断層

式において Ts を求める過程で深さ z の影響はキャンセ

正断層

横ずれ断層

σ3=σv=ρgz
σ2

σ1=σv=ρgz

σ2=σv=ρgz
σ3=σv-dR

σ2

σ1

σ1

σ3=σv-d
図4

それぞれの応力場のタイプにおける主応力軸の方向ならびに上載圧との関係を示した図。

－ 53 －

(1) Normal fault stress regime
R=0.5

d=11.8 MPa (at 1km depth)
P=8.6 MPa (at 1km)

σs, MPa

20

10

0

10

σ3

σ2

20

σ1=σv

30

40

50

σn, MPa

60(2) Strike-slip fault stress regime
d=17.8 MPa (at 1km depth)

R=0.5

σs, MPa

20

10

0

10

σ3 20

σ2=σv

30

σ1

40

50

σn, MPa60(3) Reverse fault stress regime
d =36.7 MPa (at 1km depth)

R=0.5

σs, MPa

20

10

0

図5

10

20

σ3=σv 30

40σn, MPa

σ2

50

60 σ1

それぞれの応力場のタイプにおいて、深さ 1km における断層面上のせん断応力と法線応力との関係をモール円にして示す。各応力場において鉛直方向の応力軸の大きさは上載圧で決まる。

－ 54 －

うち 188 本のセグメントについて slip-tendency を推定

ルされる。
次に、
実際の応力場（図 2）から活動セグメント（図 3）

することができた。残り 324 本の活動セグメントにつに Ts の値をマッピングする手順について、糸魚川－静いては断層近傍に応力解が求まらなかったため、slip-

岡構造線の 2 つの活動セグメントを例に説明する（図 6）。

tendency を 推 定 す る こ と が で き な か っ た。 断 層 近 傍

活断層データベースでは、糸魚川－静岡構造線は、北部

応力解の主応力軸が鉛直から傾斜しているため、slip-

が神城セグメント、中部が牛伏寺セグメントとして記載

tendency が推定できなかった活動セグメントはなかっされている（図 6(a)）
。それぞれの活動セグメントの地た。日本内陸域における slip-tendency の分布をみるとあ表トレースから応力インバージョン法により ±10km 以る特定の地域に slip-tendency の高い断層が集中する傾向

内に求まった応力解を用いる。図 6 (b) では、それぞれは見られない。3 章で示した糸魚川 ― 静岡構造線の例の活動セグメント近傍に求まった応力解をもとに、任意のように、同じ断層帯でも、活動セグメントによって断の断層法線（断層極）方向の slip-tendency（Ts）をステ

層の動き易さが異なる断層帯も見られる。なお、中越か

レオネット上に下半球投影した。また図 6(c) において

ら中部、近畿地方にかけての領域では、slip-tendency のはモール円上に各セグメントのせん断応力、有効法線応得られた活動セグメントが多く分布しているように見え力、(10) 式の関係を示した。slip-tendency が１になる断る。この地域の地震活動度が高く詳細な応力場が推定で層極は、その応力場のもとでもっとも動き易い断層であきた（図 2）、さらに活断層も集中している（図 3）ことり、図 6(b) においてはもっとも色が濃い領域に極を持が原因である。

つ断層となり、図 6(c) においてはクーロン・ナビエの活断層の活動度を表す一つの指標である平均変位速

破壊基準を満たす（モール円と (10) 式とが接する場所）

度と slip-tendency との関係を図 8 に示す。ただし、産総断層として表現される。図 6(b) のステレオネット上に

研活断層データベースでは、活動セグメントの平均変それぞれの活動セグメントの極の方向が白丸で表されて位速度について過去の研究で具体的な数値得られていおり、その場所での slip-tendency の値は神城セグメント

ない場合、地形表現から経験的に活動度を判定していでは 0.76、牛伏寺セグメントで 0.89 であった。それぞる。その際 C 級の活断層と判断された活動セグメント

れの活動セグメントでの Ts の違いは、図 6(c) においてについては、平均変位速度の仮置き値として 0.0m/yr がクーロン・ナビエの破壊基準の接線からの距離として見与えられている。松田（1975）において、C 級の活断層ることができ、牛伏寺セグメントの方が接線からより近は 0.01m/1000yr 以上 0.1m/yr 未満と定義されている。本い場所に活動セグメントの断層方向がプロットされてい研究では仮置き値として平均変位速度 0.0m/yr が与えらる。以上の手順により、
応力解、
活動セグメントの方向（断れている活動セグメントについては、図 8 の対数グラ層面の方向）から、活動セグメントに slip-tendency の値

フにプロットするにあたり松田（1975）の定義を参考を付与していく。だだし、活断層データベースでは活動に、便宜上 0.05m/yr を与えた。slip-tendency を求めるこセグメントの平均的な値が記載されているので、断層面とができた活動セグメントのうち、slip-tendency の値が形状の不均質性の影響を評価するため断層極の方向に0.8 以上の活動セグメントの割合は 61%、0.7 以上の活±10 度の幅（図 6(b) の点線で示された範囲）を与えてそ動セグメントの割合は 76%、0.6 以上の活動セグメントの最小値と最大値も求めた。一つの活動セグメント近傍の割合は 85% であった。この結果は、内陸域にある活に、複数の応力解が存在する場合は、Slip tendency の値

断層の多くは現在の応力場に対して動き易い方向に形成が最大となる応力解の値を用いた。

されていることを示唆している。この傾向は、断層の平図 6(b) において 2 つのセグメント間で slip-tendency

均変位速度が大きな活動セグメントになるほどより顕の分布傾向が異なるのは、応力場が空間的に変化してい著に表れ、平均変位速度が 1m/1000year 以上の活動度のるためである。神城セグメントと牛伏寺セグメントでの高い断層になると、slip-tendency が 0.8 以上の活動セグ

slip-tendency の値を比較すると牛伏寺セグメントの方がメントは 70%、0.7 以上の活動セグメントは 84% 以上で高い値が推定され、現在の応力場のもとでより動き易いあった。平均変位速度が 1m/1000year 以下の活動セグメ

断層であるとみなすことができる。

ントについては、slip-tendency が大きいものから小さなものまで存在している。図 8 において平均変位速度が4.

4.0m/1000year ありながら slip-tendency が 0.6 より低い活結果
上記の手順により得られた各活動セグメントの slip-

動セグメントが見られるが、これは中央構造線の一部を

tendency の値を図 7 に示す。512 本の活動セグメントの構成する父尾活動セグメント（徳島県に位置）である。

－ 55 －

(a)37˚

神城セグメント

(b)

N

E

W
神城セグメント
36.5˚

Ts=0.76

S

牛伏寺セグメントN

牛伏寺セグメント

36˚

0.0

0.5

正断層型

138.00˚

137.5˚

1.0

1.5

2.0

横ずれ型

2.5

E

W

20km

3.0

S

逆断層型

138.5˚

0.0

0.5
Ts

Ts=0.891.0(c)1

神城セグメントd =26.6 MPa

牛伏寺セグメントd =24.7 MPa

σs/d
0

1

σs/d
0
1

2

σn/d

3

4

図 6 (a) 応力インバージョンにより得られた糸魚川―静岡構造線周辺の応力場 (σhmax) の分布。神城セグメント及び牛伏寺セグメントの位置を太い黒線で示す。(b) それぞれの活動セグメント周辺の応力場から得られた任意の断層
面での Ts の値。断層面の法線（断層極）方向をステレオネット上に下半球投影しその位置に Ts の値をプロットした。
白丸は神城セグメント（上段）及び牛伏寺セグメント（下段）の断層極を表す。色の濃淡は slip-tendency の大きさを表す。(c) それぞれの活動セグメント上のせん断応力、法線応力及びクーロン・ナビエの破壊基準との関係をモール円を用いて示す。横軸は法線応力、縦軸はせん断応力を表し、それぞれ差応力で正規化している。白丸は神城セグメント（上段）及び牛伏寺セグメント（下段）の断層極を表す。

－ 56 －

図 7 から中央構造線はそのほかの活動セグメントについ大きく滑った領域を含む震源断層の slip-tendency の値ても、比較的 slip-tendency が低い値を持つことがわかる。

は１に近い。一方、1995 年兵庫県南部地震や 2004 年中

次に 1995 年から 2013 年現在までに、内陸域で発生し越地震については、slip-tendency は相対的に低い値を示た M6.5 以上の被害地震を対象にして、上記と同様の手す。特に 1995 年兵庫県南部地震についてはこの傾向が順を用いてそれぞれの地震で破壊された断層面（以下、顕著にみられ、slip-tendency は 0.6 程度となった。なお、震源断層と呼ぶ）における slip-tendency の値を求めた。

1995 年兵庫県南部地震の 2 つの断層セグメント（Index対象とした地震及び、震源断層の詳細、参照した参考文

number 3 と 5）
、及び 2007 年中越沖地震（Index number

献を表 1 にまとめた。各震源断層の slip-tendency の値を13）については、断層近傍で応力解が求められなかった

図 9 に示す。2000 年鳥取県西部地震、2005 年福岡県西ため、slip-tendency は得られなかった。

方沖地震、2007 年能登半島地震については slip-tendencyは１に近い値を示していることがわかる。2000 年鳥取

5.

議論

県西部地震の震源断層のうちの 1 つの slip-tendency はや

活断層（活動セグメント）の多くは slip-tendency のや低い値を示すが、これは一番北側の震源断層に相当値が大きいことがわかった。地質断層群や地震のメカし、本震時の破壊があまり大きくなかった場所である

ニズム解節面の多くは slip-tendency が大きくなる方向（Fukuyama et al., 2003）。本震の震源を含む震源断層や、に分布しており（Collettini and Trippetta, 2007; Lisle and

40˚

35˚

Slip-tendency
0.5
130˚
図7

0.6

135˚

0.7

0.8

0.9

1.0

140˚

マッピングされた活動セグメントの slip-tendency。活動セグメントトレースのカラーは slip-tendency の値を表す（右下凡例に対応）。断層近傍に応力情報がなく slip-tendency が推定できなかったものについては灰色で示す。

－ 57 －

Srivastava, 2013）、本研究において活断層も同様な傾向

らず slip-tendency の値がそれほど高くない結果が得られを持つことが明らかになった。特に平均変位速度が大きた。このことは中央構造線が内陸のテクトニック応力にい活断層ほど slip-tendency が大きくなる傾向があることより形成されたのではなく、北西方向に沈み込むフィリは（図 8）、これらの活断層がテクトニック応力に対し

ピン海プレートと陸側プレート側にとの間に蓄積されるて動き易い方向に形成され、内陸域に蓄積される応力の横ずれ成分の歪をブロック運動的に解消する過程で形成解放を担っていることを示唆している。ただし、中央構された（例えば、Kanamori, 1972）ことを反映している

造線については断層の平均変位速度大きいにもかかわのかもしれない。

1.0

0.8

Ts

0.6

0.4

0.2

0.0
0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

5

10

Average slip velocity (m/1000yr)
図8

活動セグメントの平均変位速度と slip-tendency との関係。縦軸のエラーバーは断層極に± 10 度の幅を与えた
ときの slip-tendency の最大値と最小値を示す。

1.0

0.8

Ts 0.60.4

1995 Hyogoken-Nanbu
2000 Western Tottori
2004 Tyuetsu
2005 Fukuoka-ken Seiho-Oki
2007 Noto Hanto
2008 Iwate-Miyagi

0.2

0.0
1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

Index number
図 9 1995 年以降に発生した M6.5 以上の内陸大地震の震源断層と slip-tendency との関係。図の横軸は表 1 の Index
number に対応。

－ 58 －

表1

1995 年以降の M6.5 以上の内陸地震と震源断層の詳細。それぞれの地震の断層モデルについて参照文献を表下に
示す。

地震名

Mjma

断層モデル数1995
1995年兵庫県南部地震(1)

7.3

55

2000年鳥取県西部地震(2)
2000

7.3

44

2004年中越地震(3)2005年福岡西方沖地震(4)2005
2007年能登半島沖地震(5)2007
2007年中越沖地震(6)

6.8
7.0
6.9
6.8

11
11
11
11

(7)
2008年岩手宮城内陸地震
年岩手宮城内陸地震(7)
2008

7.2

22

(1) Sekiguchi
Sekiguchi etet alal (2000)(2000) (3)(3) Shibutani
Shibutani etet alal (2005)(2005)(1)(4) Nishimura
Nishimura et(2) Fukuyama
Fukuyama etet alal (2003)(2003) (4)et alal (2006)(2006)(2)

走向傾斜

Index number

45.0
45.0
50.0
50.0
233.0
233.0
218.0
218.0
268.0
268.0
146.0
146.0
142.0
142.0
74.0
74.0
150.0
150.0
212.0
212.0
298.0
298.0
58.0
58.0
49.0
49.0
195.2
195.2
225.3
225.3

78.0
78.0
90.0
90.0
82.0
82.0
82.0
82.0
82.0
82.0
76.0
76.0
90.0
90.0
87.0
87.0
90.0
90.0
47.0
47.0
79.0
79.0
53.0
53.0
42.0
42.0
44.9
44.9
25.0
25.0

11
22
33
44
55
66
77
88
99
10
10
11
11
12
12
13
13
14
14
15
15

(5)
(5) Hiramatsu
Hiramatsu etet alal(2008)(2008) (7)(7)Ohta
Ohtaetetalal(2008)(2008)(6)(6) AoiAoi etet alal (2008)(2008)

近年発生した内陸大地震の震源断層における slip-

実際に slip-tendency が低かったにもかかわらず、本震がtendency は 大 き な 値 を 示 し（ 図 9）
、 こ の こ と は slip-

発生した可能性も考えられる。図 5 や図 6(c) から分か

tendency の値が活断層のポテンシャルを評価するうえでるように、ある応力場のもとで slip-tendency が低く動き

重要な情報となりうることを示唆している。ただし本研にくい方向にある断層であっても、Pore pressure の値が究では使用したメカニズム解データの多くは余震である

静水圧よりも大きくなり静岩圧（lithostatic pressure）にため、本震発生後の応力場に基づいて slip-tendency を決

近づくと、クーロン・ナビエの破壊基準を示す (10) 式

定していることに注意する必要がある。震源断層周辺のが左側に平行に移動することになるので破壊できること

差応力のレベルが低い場合、本震のすべりがもたらす断になる。また、断層の摩擦係数 μ の値が実際には 0.6 よ層周辺の静的応力変化によって応力場が空間的に不均質

りも小さかった場合、(10) 式の傾きが小さくなり slip-になるため、本震前の応力場を必ずしも反映しないこと

tendency が大きく推定される断層が現れてくる。Sibsonになる。ただし、Yukutake et al., (2007) では 2000 年鳥取(2007) では 2004 年中越地震の震源断層が通常のクーロ

県西部地震の本震震源より北側では応力場は本震時の静ン・ナビエの破壊基準では動きにくい方向にあったこと

的応力変化に影響されなかったことを明らかにしておを指摘し、高圧の地殻流体が断層帯内に貫入して地震がり、ほかの内陸大地震域においてもそのことが普遍的で発生したとするモデルを提案している。また、1995 年

あるならば、本研究で得られた応力場は本震前の状態と兵庫県南部地震の震源域周辺では流体の存在を示唆する

ほぼ同じであるとみなすことができる。今後、震源断層

低速度域が検出されている（Zhao, 1996）。本震発生前周辺域の応力場をより高い空間分解能で推定し、本震後に地殻流体が断層面上の有効法線応力を下げる役割を果の応力場の分布を詳細に検討していくことが必要である。

たし、こうした動きにくい断層上での地震を誘発したこ

1995 年兵庫県南部地震や 2004 年中越地震の震源断層とを示しているのかもしれない。

の slip-tendency は低い（図 9）。この結果については上

次に、slip-tendency が活断層のポテンシャル評価にど記のように断層周辺の応力場が本震の発生によって変化のように適用できるかについて検討する。ここでは活動すること、あるいは本研究では推定できなかったより小セグメントの地震後経過率と slip-tendency との関係に着さな空間スケールでの応力場の不均質が存在していて、目してみる。地震後経過率とは活動セグメントの最新活

slip-tendency が過小評価になった可能性もある。一方、動時期から現在までの年数を、活動セグメントの平均活－ 59 －

活動セグメント

動間隔で割った値である。地震後経過率が１に近くなると、活動セグメントでの次の地震が近いことを表し、切④地震後経過率が相対的に低く、動きにくい活動セグメ
ント

迫度を示す一つの指標となりうる。地震後経過率が１に近くかつ slip-tendency の高い活動セグメントは、その断⑤地震後経過率の記載がない活動セグメント層上ですべりが起きるポテンシャルが高い断層としてみなすことができる。一方、地震後経過率が１に近いが活動セグメントの分類結果を図 10 に示す。①のグルー

slip-tendency が小さい場合、前者と比較して相対的にすプに属する活動セグメントは最もポテンシャルが高いとべりが起きるポテンシャルは低いとみなせる。地震後経見なすことができる。従来から長期評価に用いられてい過率と slip-tendency の値に応じて活動セグメントを以下る地震後経過率などの情報に slip-tendency の値を付加すのように５つのグループに分類した。

ると、これまでとは別の視点から活断層上での地震発生のポテンシャルについて評価することが可能となる。ち

① 地 震 後 経 過 率 が 高 く（0.95 以 上 ）、 動 き 易 い（sliptendency 0.85 以上）活動セグメント

なみに兵庫県南部地震を起こした活断層（北淡セグメン
ト）については、1995 年の地震以前に発生した地震は② 地 震 後 経 過 率 が 高 く、 相 対 的 に 動 き に く い（sliptendency 0.85 未満）活動セグメント

約 2000 年前以後から 4 世紀以前の間であり（栗田・鈴木、1996）、活断層データベースにおける平均活動間隔③地震後経過率が相対的に低く (0.95 未満 )、動き易いは 2300 年である。従って、1995 年兵庫県南部地震直前

40˚

35˚

①
130˚
図 10

135˚

②

③

④

⑤
140˚

分類された活動セグメントの分布。分類の基準については本文を参照のこと。灰色線は slip-tendency の値が得られなかった活動セグメントを示す。

－ 60 －

における経過率は 1.0 ～ 0.65 と算出できる、②もしくはなメカニズム解分布を及び応力場の推定を行うことが重④のグループに分類される。1995 年兵庫県南部地震の要となる。また、断層近傍に必ずしも地震が発生するとように①に属していなくても実際に大きな地震が起きたは限らないので、地殻応力測定により直接応力場を測る例もあるため、地殻流体などの影響で断層の強度が低下ことも有用な手段である。断層の形状も slip-tendency にし地震が起こる可能性などについて考慮する必要がある

影響を及ぼすパラメータになるので、物理探査やトモグ

ことを示唆している。詳細な地殻構造の情報など取り入

ラフィー法により詳細な断層形状を推定することも重要れこうした可能性についても考慮すれば、更に合理的なである。こうして得られた精度の高い slip-tendency と、評価が可能になるであろう。

従来の調査手法で得られる断層の過去の活動履歴などとあわせて多角的にみることにより、更に信頼性の高い評

6.

まとめと今後の課題価が可能になると思われる。また、slip-tendency が小さ

本研究では活断層周辺の応力情報をもとに、断層の動い断層であっても、高圧の地殻流体が存在する場合はす

き易さを表す指標となる slip-tendency を推定し、断層のべりが起こり得るため、高分解能の速度構造や電気比抵

活動度などとの関係性、ポテンシャル評価に有用かどう

抗構造を明らかにして地殻流体の存在を確認することかについて検討を行った。その結果、以下のことが明ら

は、より合理的な評価行う上で重要である。

かとなった。
謝辞
・多くの活断層は slip-tendency が大きな値を持つ方向に分布している。

本報告では、防災科研 Hi-net、気象庁、北海道大学、
弘前大学、東北大学、東京大学、名古屋大学、京都大・平均変位速度の大きい活断層は大きな slip-tendency を学、高知大学、九州大学、鹿児島大学の波形データを使持ち、内陸域に蓄積されるテクトニック応力の解放に用させて頂いた。東京大学井出哲博士にはメカニズム解大きな寄与をしていることが示唆される。

決定プログラムを提供して頂いた。産総研活断層データ

・中央構造線は平均変位速度が大きいにも関わらず slip-

ベースから活断層情報を取得させて頂いた。2 名の査読

tendency の値がそれほど大きくなかった。このことは、者から本論の改善に有用な意見を頂いた。本報告の図は、中央構造線が内陸域の応力場の解放を担っているのでGeneric Mapping Tools (Wessel and Smith, 1995）で作成さはなく、プレート運動により形成される横ずれ成分のれた。本研究は科研費 MEXT/JSPS（23740347）の助成

歪を広域的なブロック的な運動として解放しているこを受けたものである。

とを示唆しているのかもしれない。
・ 近 年 発 生 し た 内 陸 大 地 震 の 震 源 断 層 に お け る slip-

参考文献

tendency はほとんどの場合１に近い値を持つことがわ

Aoi S., H. Sekiguchi, N. Morikawa, T. Kunugi（2008）

かった。ただし、1995 年兵庫県南部地震や 2004 年中

Source process of the 2007 Niigata-ken Chuetsu-oki

越地震については slip-tendency の値がそれほど高くな

earthquake derived from near-fault strong motion data,

いことが分かった。

Earth Planets Space, 60, 1131-1135.

・slip-tendency の小さかった原因として、本震時の応力Collettini, C., and F. Trippetta (2007) A slip tendency analysis

変化やより小さいスケールでの応力不均質の影響が考to test mechanical and structural control on aftershock

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・slip-tendency と地震後経過率を用いて、地震発生のポ

Frohlich, C. (1992) Triangle diagrams: ternary graphs to

テンシャルの高い断層を抽出した。

display similarity and diversity of earthquake focal
最後に slip-tendency を今後実際の活断層評価に活用してmechanisms, Phys. Earth Planet. Inter., 75, 193-198.

いくための課題点について述べる。ここでは、本研究のFukuyama, E., W. L. Ellsworth, F. Waldhauser, A. Kubo

ように全国レベルでの評価ではなく、ある特定の活断層（2003）Detailed fault structure of the 2000 Westernにフォーカスを当て評価する場合を考える。断層近傍でTottori, Japan, earthquake sequence, Bull. Seismo. Soc.

は局所的に応力場が不均質になっている可能性もあるた

Amer., 93, 1468-1478.

め、活断層周辺域に稠密地震観測網を展開し、より詳細

Hardebeck, J. L., and A. J. Michael (2006), Damped－ 61 －

regional-scale stress inversions: Methodology andcombined analysis of temporary online observations

examples for southern California and the Coalinga

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