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1997 年豊後水道ゆっくりイベント
1997 slow thrust slip event occurred beneath the Bungo Channel, southwestJapan
名古屋大学大学院理学研究科
Graduate school of science, Nagoya University

国土地理院の全国GPS観測網（GEONET）によって，1997 年に豊後水道域で約 1 年にもわたって進行していた「ゆっくり地震」（Slow Thrust Slip event;以下ST Sイベントと呼ぶ）がとらえられた2)。
第 1 図は九州北部の前原観測点を基準点とする1996 年 4 月からそれぞれ1 年ごとの期間での年平均速度を示したものである。期間（Ｉ）と（III）では，南海トラフで沈み込むフィリピン海プレート（PH）と上盤側のアムールプレート（AM）との間の強いカップリングによる北西方向の動きが四国から九州北部にかけて見られる。ところが 1997 年 4 月からの 1 年間（期間II）には，四国西部と九州北東部の北西方向の速度が減速している。約 1 年間にわたりこのような減速が継続したのち，もとの速度が回復された（期間III）。豊後水道付近では期間（II）において定常状態とは反対方向の動きが現れていたことになる。これは豊後水道下のAM－PH間のカップリングが一時的に弱まったことを示唆している。
第 2 図-(a)に代表的な観測点位置の時間変化を示す。1996 年 10，12 月の日向灘地震の震源に近い佐土原では地震時のステップ的変動とそれに引き続くアフタースリップ5)による変動が見られる。豊
後水道をはさんで九州側の佐伯と四国側の御荘では，ゆっくりとした立ち上がりをもつ，1 年間にもわたって続く変動が見える。第 2 図-(b)はこのゆっくりした変動（イベント成分：F(t)）のみを示す。
F(t) は２次曲線と直線の組み合わせでモデル化し，各観測点の変位がu(t)=F(t)+a+b*t+c*sin(2*pi*t/T_0)+d*cos{2*pi*t/T_0}と表されると仮定して各成分毎に求めた。すなわち，イベント成分F(t)は，第２図-(a)に例示する元のデータから定常運動，年周変化(T_0=1 年)，地震時のジャンプを取り除いたものである。なお，第 8 図-(a)には今回使用した全 56 点の観測点分布と，定常成分と年周成分を差し引いたF(t)（第 8 図-(b)～第 8 図-(e)）を示した。
第 2 図-(b)に示したゆっくりイベントによる水平変動を地図上にプロットしたものを第 3 図-(a)に示す。また，その変位を説明する断層すべりモデル（面積 60kmＸ60km）も同時に示している。
4)

第 3 図-(b)には，推定断層位置の断面図を震源分布 に重ねてプロットした。最大すべり量は18cm，地震モーメント Mo=1.1*10^19Nm(Mw=6.6)と推定された。また，第 4 図は，豊後水道をはさんで四国側から九州側へのイベント成分を図示しており，イベントの開始時の移り変わりを示唆する。そこで，第 2 図-(b)や第 4 図に示したなめらかな曲線を入力データとして，仮定した断層面上（第 3 図-(a)）でのすべりの時間発展を 15 日間毎のすべり量分布として解析した（第 5 図）。このイベントは，まず 1997 年の始めに四国側（図の下側）から破壊が始まり，1997 年 7 月ぐらいまでかけて領域の北側（右側）を東から西へ（下から上へ）伝播し，その後メインの破壊が領域の中央部に移り，徐々に西へ伝播したと考えられる。ただし，この変動の期間の前半は地表変位も小さく，暫定的な結果である。しかしながら，1997 年 7 月頃から主要な ST S イベントが始まり，その破壊がその後半年近―406―

くをかけて，西に伝播していったことは確からしい。
第 6 図には，これまでに観測されているゆっくりイベントを，それらの特徴的継続時間と特徴的長さによってまとめた1),3)。それぞれの文献での呼称に従い分類した。「地震」現象はその大きさの多様性が大きいが，継続時間でも 6 けた以上の多様性があることがわかる。しかし，各イベントの特性がこの図だけで区別されるわけではない。第 7 図には，第 6 図上でほぼ同じところに位置する
1994 年三陸はるか沖地震のアフタースリップと豊後水道のST Sイベントの地表変位の変化を示した。
これがそのまま両イベントの震源時間関数を表すわけではないが，変位の立ち上がりと減速の部分が大きく異なることは注目すべきだろう。地震発生初期の震源核形成過程でもこれに類似した震源過程を持つかも知れない3)。このような準静的なすべりの伝播を観測的に研究することは，震源核形成過程の理解を得る上で重要であろう。
貴重な GPS データを取得され，ご提供いただいた国土地理院の方々に感謝いたします。
参考 文 献1) Beroza, G.C., and T.H. Jordan, Searching for slow and silent earthquakes using free oscillations, J.
Geophys. Res., 95, 2485-2510, 1990.
2) Hirose, H., K. Hirahara, F. Kimata, N. Fujii, S. Miyazaki, A slow thrust slip event following the two 1996
Hyuganada earthquakes beneath the Bungo Channel, southwest Japan, Geophys. Res. Lett., 26,3237-3240, 1999.
3) 廣瀬仁・平原和朗・宮崎真一，ゆっくり地震－地震像がかわる， 科学， 70, 200-206, 2000.
4) 大阪管区気象台， 近畿・中国・四国地方の地震活動 (1997 年 2 月-1997 年 4 月)， 地震予知連絡会会報， 58, 484-487, 1997.
5) 西村宗・安藤雅孝・宮崎真一，南海トラフ沿いのプレート間カップリングと九州南部の南東向き運動について，地震 2, 51, 443-456, 1999.

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第 1 図 西南日本における GEONET による 3 年間の速度場の変化（1996 年 4 月－1999 年 4 月)。前原観測点（■）を基準点とした。それぞれの期間に発生した M>=6 の地震の震央とメカニズム（CMT 解）も示している。
Fig.1

Variation of horizontal velocity fields of southwest Japan for 3 years (Apr.1996 - Apr.1999).
Reference station is Maebaru (denoted as ■).

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第 2 図 観測点水平位置の時間変化。(a)生データ，(b)定常・年周・地震時ステップを取り除いたゆっくりイベント成分を示す。縦線は第 1 図に示した地震の発生時刻を表している。
Fig.2 Horizontal position changes of 3 stations. (a)Original data, (b)slow event components after removing steady state motions, annual changes and coseismicsteps. Vertical lines denote the origin times of the large earthquakes shown in Fig.
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第 3 図 (a)ゆっくりイベントによる地表変位と推定された断層すべり分布。
(b)微小地震の震源分布（気象庁）とゆっくりイベントの推定断層面の断面図。
Fig.3 (a)Horizontal surface displacements due to the slow event and estimated fault slip distribution.
(b)Vertical profile of micro seismicity (JMA) and estimated fault depth of the slow event.

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第 4 図 足摺岬から前原に至る GPS 観測点位置の時間変化（東成分）。断層面上ですべりが東から西へ伝播したことを反映している。
Fig.4 Time series of eastward position changes of GPS sites around the Bungo Channel.
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第 5 図-(a) 仮定した断層面上でのすべりの時間発展。第 3 図-a と同じ断層領域を示している。横軸が走向（N15°E），縦軸が傾斜（N75°W）方向である。左上に示した日付から 15 日間のすべりの進行を表している。
Fig.5-(a) Time variation of slow slip on the fault. The displayed areas are the same as the fault area shownin Fig.3a. The horizontal is on the strike direction (N15E) and the vertical is on the dip direction(N75W).
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第 5 図-(b) つづき
Fig.5-(b) Continued .
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第 6 図 ゆっくりイベントのまとめ図（1）に加筆）。横軸にイベントの特徴的な継続時間（時定数），縦軸にその特徴的な長さをそれぞれ対数軸に対してとってある（A,1978 年バンダ海地震，
B, 1896 年三陸地震，C,1946 年アリューシャン列島地震，D,1960 年チリ地震，E,1978 年伊豆大島地震，F,1976 年フリウリ地震，G,1992 年ニカラグア地震，H,1992 年三陸地震，I,1994
年三陸はるか沖地震，J,1997 年愛知県東部地震）。
Fig.6 Classification diagram for slow events (modified after Beroza and Jordan[1990]).The horizontal axis
denotes the slow events' logarithmic characteristic duration and the vertical axis denotes logarithmic
characteristic length (A,1978 Banda Sea earthquake; B,1896 Sanriku earthquake; C,1946 AleutianIslands earthquake; D,1960 Chilean earthquake; E,1978 Izu-Oshima earthquake; F,precursors to the1976 Friuli earthquake; G,1992 Nicaragua earthquake; H,1992 Sanriku earthquake; I,1994
Sanriku-Haruka-Oki earthquake; J,1997 Aichiken-Tobu earthquake).

第7 図 アフタースリップと ST Sイベントの地表変位の時間変化の比較。(a)アフタースリップ (1994年 三陸はるか沖)，(b)1997 年豊後水道の ST S イベント。ともに GEONET による。イベン
トの始まりから約500日間の変化を示している。縦軸のスケールが両者で違うことに注意。
Fig.7 Comparison of the difference between the observed surface displacement time series of the afterslip
and that of the ST S event. (a)Afterslip following the 1994 Sanriku-Haruka-Oki earthquake; (b)1997
Bungo Channel ST S event. Both records were observed by GEONET. Surface displacements for
500 days since the beginning of each event are shown.

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第 8 図-(a) 解析に用いた全ての観測点位置
Fig.8-(a) Index map of the all stations used in this analysis.

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第 8 図 (b)～(c) 定常成分と年周期成分を取り除いた後のイベント成分 F(t)。
Fig.8 (b)-(c) Event component F(t), of each GPS site after removing the steady state and the annual components.
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第 8 図 (d)～(e) 定常成分と年周期成分を取り除いた後のイベント成分 F(t)。
Fig.8 (d)～(e) Event component F(t), of each GPS site after removing the steady state and the annual components.
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