［司1〔防災科学披術センター研究速報

第8（〃1989年2ハ

安芸敬一教授講演速記録

編集1佐藤春夫1・木下繁夫2・鵜川元雄1・小原一成3

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2第3研究部主任研究官
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国立防災科学技術センター地球科学セミナー特別講演

第1回

PredictionofStrongGroundMotion「地震強震動の予測」

5〜32

昭和63年7月13日15時〜17時

第2回

Coda

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テクトニク又的沽動度の地球物理的指標」

33〜85

H召不口63年7月20日15目寺〜17同寺

第3回

OriginofVolcanic

Tremor「火山性微動の起源」

87〜129昭和63年7月27口15時〜17時

一2一安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木卜・鵜川・小原

1．はじめに

昭和63年7月5日から8月15日にかけての40日問，科学技術庁の外困人研究者招聰制度によって，南カリ7オルニア大学（UniversityofSouthem

Califomia）から安芸敬一教授を

国立防災科学技術センターへお迎えすることが出来ました．

先生の糸差歴を簡羊に紹介いたしますと，1959年から1966年まで東京大学地震研究所助教授

として地震波動と微動の空間的相関の研究や地震断層とモーメント概念の研究を続けてこられましたが，1966年にFrank

Press教授の招聰によってMIT（マサチュウセ・ゾソエ科大学〕の地球及び惑星物理教室へ教授として赴任されました．その後，大小地震の相似貝I」の研究，

地震コーダ波の解析によるリソスフェアの構造不均質性の研究、表面波解析による地球の構造の研究，断層破壊過程に関する研究（バリアーモデル），トモグラフィー夫による地震波速度の3次元的構造に関する研究，そしてハワイにおける火11雌微動の研究と，常に先駆的に
新しい研究分野を切り開いてこられました．1979年には米国科学アカデ三一会員，1980年には米国地震学会会長，1981年には米国地球物理連合学会（AGU）の地震学部会長，1981年か
らは米国科学財団（NSF）評議員に選出され，現在は国家地震予知評価委員会（NEPEC）の構成メンバーでもあります．1985年に南カリフォルニア大学（USC）の地質科学教室へ移られてからは，特に地震予知と地震強震動の研究に情熱を注いでおられます．1986年には，これまでの研究功績に対して第！0回「米国地震学会メダル」が贈られました．

7月の滞在中は，午後の時問のほとんどすべてを，当センターのみならず筑波の地震の研究者達との交流にさいて下さいました．先生の部屋を訪れて一生懸命説明する若い研究者の話に耳を傾けられ，一つ一つのテーマにいろいろなアドバイスをして下さいました．新しい発見には先生は本当におもしろそうに驚かれ，それを語る研究者自身を大変喜ばせてくれました．その研究の位置づけを先生が改めて語る時，次の研究の展望が切り開けてくるような気がしました．

地震予知・地震防災・火山噴火予知の研究を強く志向する当センターとしては，このいずれの分野でも創造的に新しい研究分野を切り開いてこられた安芸先生に，滞在中に講演をお願いする事にしました．来日を前にした5月のハワイでの日米合同地震学会でお会いした時に具体的な講演演題を相談し，表題のような3つのテーマが決まりました．深層観測井を用いた軟弱地盤の増幅特性の研究から基盤地震動へと強震動研究の分野を切り開こうとしている我々にとって，局所地盤の影響評価を含む強震動の定量的予測の研究は最も重要なテーマ

です．一方，コーダ波の研究は安芸先生によって端緒が切り開かれ，私（佐藤）自身も大変興味を持って積極的に進めてきた研究テーマでもあるのですが，最近は基礎地球科学として位置づけられる地球の内部構造研究の重要な手段になりつつあります．さらに地震予知の分野でも，新しい手法として注目を集めるようになってきています．強震動の研究とコーダの一3一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

ユ989年2月

研究に関する講演は，今年度新たに発足した国際流動基礎研究（科学技術振興費）「不均質構造における地震破壊と波動伝播に関する基礎研究」の主要テーマでもあります．最後の火山性微動は，昭和61年11月の伊豆大島噴火を経験し観測し続けた我々にとって，それがマグマの移動と密接なつながりがあると考えられる以上，やはり最も重要な研究テーマです．安芸先生は長いことハワイのキラウエア火山での観測を基礎に，火山性微動の起源について現象論的記述にとどまらない物理的なモデルづく｝）に挑戦してこられました．

先生は講演に先立ち当センターで進められてきた研究について熱心に取材され，講演の組

み立てを考えて下さいました．それ故，3つの講演は，単なる米国における研究の紹介にとどまらず，センターで進められてきた研究の成果をも随所にち）ばめたものになっていることがおわかりになることと思います．これは，受け入れ担当者として最もうれしかった事でした．

速記原稿を安芸先生に一度目を通していただき，それを各担当者（木下繁夫・小原一成・

鵜川元雄）が校正し図版をそろえ，小島敏子が原稿清書にありました．ここに，最終的な文責は国立防災科学技術センターが負うものであることをお断りしておきます．一部の図には，校正担当者のスケッチによるものも入っています．図版が若干見にくいものがありますが，
これはカラースライドやオーバーヘッドプロジェクターの原版から複製したためですので，ご了承下さい．

講演会の運営には，第2研究部地震地下水研究室長塚原弘昭室長と第3研究部地震防災研究室福山英一研究員があたった．本速記録集の作成は，国際流動基礎研究（科学技術振興費）「不均質構造における地震破壊と波動伝播に関する基礎研究」及び特別研究「関東東海地域における地殻活動に関する研究」によってなされました．

招聰に御尽力いただいた科学技術

庁科学技術振興局国際課に深く感謝いたします．

（佐藤春夫）

一4一

安芸敬一教授講演速言己録一佐藤・木ド・鵜川・小原

第1回講演

PredictionofStrongGrommdMotiom「地震強震動の予測」（校正：木下繁夫〕

いま佐藤さんのご紹介で，アメり力の地震学会の会長を1980年にしたというご紹介がありましたけど，アメリカで地震学会の会長をやりますと，presidential

addressというのをやらねばならないわけです．それをいろいろ考えて，その題目としてちょうど1980年だったもの
ですから，

PossibilitiesofSeismologyin1980s，そういう題目で80年代での地震学者のgoalと言いますか，目標みたいなものをいろいろ議論したんですが，その中で一つ，この80年代に強震動の予測が可能になるであろうと書いたわけです．その意味は，Reidという人がSan

結局1910年ごろ

Franciscoの地震を調べて，地震は断層から起こると言ってから，石本先生なんかの反対があったりいろいろあった後で，粁余曲折を経て60年代にはもう丸山さん

とかBurridgeとKnopoffとか，ああいう断層modelに基づいて定量的に地震動を予測するという数学的なframe

workができてきた．60年の初めにそれができて僕の話が80年ですから，その時点で私の感じでは80年代にはそういう断層modelに基づいて，物理的に地震動を予測することが可能であろうと思ったわけです．そう言ったんですが，最近Hawaiiで日米合同の地震学会がありましたけど，そこで宇佐美先生が日本の地震学会を代表してspeechをな

さって，その中でそのことにお触れになりまして，もう80年代もあと2年しかないけれど，

はたして可能なのかと．確かに，80年の初めと比べるとかなりmomentumはできていると思います．日本でも大変盛んで，近ごろは地震工学者が地震学をやっておられるし，地震学者

が地震工学をやって，非常にmixした状態になっていますけれども，アメリカでも1984年ごろにかなりそういう動きが盛んになって，EPRIという日本で言えば電中研みたいなところですが，そこの主宰でNSF（Nationa1Science

Foundation）なんかが中心になって，地震屋さんと地震工学屋さんとを一堂に集めてwork

shopをやって，それは報告書になっています．その時点で結論として，地質学者と地震学者と地震工学者が一緒になってこの問題はやるべきであり，このwork

shopはその第一歩としてpositiveな方向に向いているという話があったんです．

ぼくはその会に出席してsourceの方の議論の進め役をしたんですが，その84年の時点で気がついたことはその会に地質学者が1人もいなかったんですね．地質屋さんというのは定量化を非常にいやがりまして，modelをつくって，そのmodelのparameterを決めて，それで予測するようなことになかなか乗り気でないです．地球は非常に複雑だから，そんな簡単な

数学のmodelにはならないだろうと．地震屋さんとか地震工学屋さんはそういう点はかなり大胆でどんどんやるわけです．で，長いこと地質の協力が得られないような感じだったんで一5一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

すが，つい数ヵ月前，今度はUSGSの主宰で地質学者と地震学者が集まった会があったわけです．この会では，会の名前はFaultSegmentationといって100人ぐらい集まって3日間ぐらい議論しましたが，それは主にgeologistがmapした断層のいろいろな形状から，一体ど
こから破壊が出発してどこでとまるとカ㍉そういうようなことがそろそろ議論できるようになってきたわけです．

結局，それは地震学者が一生懸命地震の記録から調べて，断層破壌はどこから始まってど

ういう速度で伝播してどうなって，どこにasperityがあってどこにbarrierがあってどこで止まってというようなことを，地質と比べられるような地震が幾つかできてきたわけです．

20とか30ぐらい．そういうのができてきますと，地質学が直接そういう強震動の予測に協力するような体制になってきた．その会の雰囲気，一部の地質屋さんはそういう行き方はやは
り少しnaiVe過ぎると言う人がかなりまだおりますが，全体として非常にそういうことに興味を持ってきている人がふえているので，これから非常にたくさんの強震動の記録ができてきたらますますそういった方向で進むようになって，地質，地震，地震工学という三つのgroupが，この時点でアメリカでもそうですし，日本ではもっとそうだと思いますけれども，こういう強震動予測を一緒にやっていこうというmomentumは80年の初めと比べると，比較にならないほどできていると思います．あと2年で目的を達するかどうかわかりませんが，かな
りいい線まで行くんじゃないかと思います．
強震動の予測と言いますと，三つに大体分けまして，source

effect，patheffect，siteeffectと言うわけですが，三つに分けるというのは非常に大事なことで，それぞれ簡単になりますから，分けるということは大事なんですが，分けたということを忘れて全体を見ないと大変間違いを犯しやすくなるので，きょうの私のお話は分けて調べたsource，site，pathなどのeffectを，それぞれの分けたところでどんな状態になっているかと，系統的な話はとてもできませんから，私が最近興味を持っていることに触れながら，その三つのsource，path，siteという関係が複雑にからみ合っているようなところを中心にしていきたいと思います．

最近，そういった強震動の予測の現状についてまとまった話をしてくれと二，三頼まれた機会がありまして，いろいろと文献を読んだということがありますし，同時にメキシコのMichoacan
地震というのをかなりいろんな人と一緒に調べました．また，私がいま住んでおりますLosに最近WhittierAnge1esNarrowsという地震がありまして，これが災害の点から見て非常に何かsourceとsiteeffectがからんでいるようで，いろいろおもしろい．私自身，身の周りの興味のあることと全体のreVieWとをとりまぜて，きょうはお話ししたいと思います．

昔から，地震工学の先生によく言われるんですが，地震工学の連中は何とかして地震学者の書いたものを読もうとするんだけど，地震学者というものは地震工学者の書いたものを絶対読まないと言うんですね．たぶん，それはある程度真実であると思うんです．それで，今
回少し地震工学の，主に非常に地震学に関係の深いものしか結局は読みませんが，いろいろ

一6一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

読んでみました．

最初にsiteeffectから始めます．site

effectというのは昔から地盤の影響と言う．地盤をrock，soil，そのrockも幾つかに分け，soilも幾つかに分け，いろんなふうに分けて，そういうふうに分けたときに実際の地震動がどうなっているかと．そういうのを最小二乗法，regreSSion

analysisで調ぺるわけですが，それのresponse

spectra，周波数による違いとか，最大加速度，最大速度，最大変位，そういうようなものとそういう地盤の分類との関係．これは，アメリカでも日本でもかなりいろんな人がやっています．たとえば，ちょっと名前を言ってみますと，日本の方が古いわけですが，わ川こ最近response

spectraなどを調べ出しておられるのは，林その他71年，栗林その他72年，片山その他78年．最大加速度などについては川島

その他86年，非常に最近．アメリカで言うと，Mohraz76年，Seed
76年，Boore

etetal．76年，Trifmac

a1．80年，Joyner＆Boore81年．大ぜいの人がそういうことを調べています．

今度それを読んでみて驚いたんですが，非常にその結論が皆同じなんですね．当然かもしれませんが．その結論が非常に簡単でありまして，Soi1のところでは岩盤のところよりも振幅が大きくなると．しかし，その振幅が大きくなるのは長周期のところだけで，短周期になるとその関係が逆になる．逆になる周期は，日本でもアメリカでも同じで大体O．2秒です．O．2

秒より長い周期ではsoi1の方が岩盤と比べて増幅度が高くて，それの大体2倍か3倍．短周期になると今度は岩盤の方が振幅が大きくなって，しかし幾ら大きくなっても2倍にはならない．ちょうどO．2秒ぐらいのところでは何の影響もない．増幅も減衰もない．不思議なことにどの論文も大体同じ結論で，これは最大加速度で言いますと，最大加速度は大体O．2秒ぐらいのところですから，それを調ぺた人は最大加速度は地盤には無関係であると．これは，Trifunac，

Boore，皆さんそういうことを言っております．最大速度，最大変位というのは長周期なのでSoi1の方が振幅が大きくなっています．工学の方で使われるareaS

intenSityとか，ある周波数の範囲を平均したようなintensity，震動のmeasureで，O．2秒よりも長周期のところをcover

しているようなやつはどうしてもSoi1の方が明らかに増幅しているようです．この結論をこのままうのみにしますと，短周期では地盤の影響は考えなくていい．O，2秒ぐらいで見ている

隈）は岩盤だろうとSoi1だろうと大体同じである．全体としてこういう統計の結果を見ると，長周期では岩盤による違いが大きくなるけど，短周期になるとだんだん減っているようになっている．そういう結論が出てくるんですが，それははたして正しいのか．

私のきょうの話の最初のテーマは，それは正しくない．正しくなくて，実際には地盤による増幅度はどの周波数でも大体同じぐらいの変化をする．場所によって1秒の周期をとっても10cycleのところをとっても同じぐらいに変わっている．しかし，rockとかsoi1とかそういうclassification，そういうふうにただ概括的に分けるのでは増幅度を支配している因子をつかめないのではないか．特に短周期の方で非常につかみにくいと．その理由は，たぷん増

一7一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

幅作用というのに主に二つ要素があって，一つは物がやわらかくなるとimpedanceが小さくなって，そのために動きやすくなるので増幅する．もう一つは，物がやわらかくなると減衰性が強くなって，震動が減衰してしまうと．この二つがお互いにCanCelし合って働くわけですが，その働き方が非常に微妙で，ただ岩とか泥とかそういう簡単な分類ではつかめない．

それがぽくの最初言いたいことでありますが，それを言うにつきまして，まず地震学の初歩
から…

．それを言いますのに，まずsite

specific，ある場所に特有なamplificationというものを提示します（図1）．これは非常に簡単なことですが，たとえばresponse

factorspectrumを観測して，j番目の観測点でi番目の地震についてRij（f）というものがとれたとします．

この観測を解釈するのに，このresponse

spectrumはsource

spectrumの影響．i番目の地震に特有な影響とsourceの影響と，これがpropagationの影響，pathの影響．簡単にして，
これが距離だけの関数だと．それとSiteの影響．こういうふうに三つに分けるのが普通です．

こうした場合に，j番目の観狽11点に特有なfactorをsite

specificなamp1ificati㎝factorと．これは，たとえばrockとかsoi1とかに分類して決めた，先ほど申したようなamp1ification

factorとは違うわけで，これはこのjという場所に特有なもので，その場所が何であろうとそれはどうでもいい．ただ，この場所がj番目のStationであるということだけ，いつも同じ
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安芸敬一・教授講演速記録

佐藤・木下・鵜川・小原

その場所に特有なものと．これを記録から直接求めることができるわけです．その場所がSOilであろうとrockであろうと，これを求めることができる．いままでにもいろいろな人がやっていますが，たくさんの翻則点とたくさんの地震を使ってdataの数が翻則点と地震の数の和よりも大きければ，こういうものをある条件のもとで最小二乗法で求めたりできるわけですが，そういうものは観測点の数と地震の数さえあればたくさん求めて，その場所がSOilであろうとrockであろうとお構いなしに決めることができます．そういうことをやったときに，
こっいっsite

amplificati㎝factorはどういう値をとるか．それがその周波数によってどう変わるか．

同じようなことをもう少し簡単な，普通の最大動ですとかS波とかそういうものとはちょっと違ったdataですが，たとえば局地地震のおしりの方をcodaと言いますが，このcodaの
振幅を周波数別に調べますと，こういうふうな式であらわせるらしい．ある周波数帯でband
pass

fi1terした記録の振幅をある時問，震源の発震時からはかった時間で調ぺますと，この普通の地震の波と同じようにこのcodaの波もこんなふうにかける．sourceの影響，siteの影

響．それと，これはSourCeにもSiteにもよらない周波数とその時問の関数です．この関数
は，ある地域以内ならば鰍則点地震によらないで共通な形をしている．

これは全く同じようなことになっているので，同じようにdataがたくさんあればBj（f）を決めることができます．後ほどちょっとお見せしますが，S波に対するsite

amp1ification

factorとcodaに対するfactorとは大体同じようなものであるということをsupportする例がたくさんあります．こっちの方が観測が比較的簡単ですので，こういう結果も使います．こういう簡単なやり方で…

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国、立防災科学技術センター研究速報

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第80号

1989年2月

factorをこれからお見せしたいと思うんですが，まずその前にそういう話をすると地震工学の人は，一体そういう小さい地震を使ったamp1ification

factorで，強震動のことを議論していいのかと必ず言われるわけです．それは無理もないわけで，土質力学と言うんですか，土質工学というのは元来n㎝1inearな現象，liquefactionとか山崩れとか
そういうことを扱うのが本命ですので，SOi1はnOn1inearであると．しかし，どうも地震動に村する影響を見ている限りSOilのnon1inearityというのは，あまりいままでのところないようです．

しかし，これ（図2）は非常に特別な例で，皆さんご存じでしょうが，新潟地震の有名な記録でこの建物が少し傾いてこの隣の隣の建物がliquefactionで倒れたという．最初は，これは非常にhigh

frequencyの震動があったが，途中でそういうのが消えてしまって緩やかな震動になった．こういう1iquefactionの明らかな記録がこれからも出てくることと思います．もうすでに出ているのかもしれませんが，そういう明らかに非常に特殊な場合を除きまして，
liquefactionというのは起こるとしても非常にlocalで浅いところでしょうから，そういうところを除けばlinearでいいんじゃないかということが，地震学者に主に言われているわけですが，そ剛列を二，三お見せします．

これ（図3）は，RogersとそのほかのUSGSの連中がLos
San

Angelesの各地で，1971年のFemandoの地震の強震動をはかったところへ，感度のいい地震計を持って行って置きまして，その地震計でNevadaの核爆発の記録をとって，Nevadaの核爆発の記録ですから，ずいぷん距離も違いますし，波のpathも違いますし，ずいぷん違うんですが，その核爆発の記録に対するsite

effect，site

amp1ificati㎝effect，さっきのBj（f）というようなものを決めまして，それから同じようなことをSan

Femandoの地震について決めまして，それをplotしてみたわけです．

これ（図3）は，周波数bandがちょっといろいろ違うところを見ていますが，LosAnge1esの盆地の中でこれだけ変わっているわけですね．このfactorにして10倍く

らいは楽に変わっているわけです．その変わり方が地震の場合と核爆発の場合，核爆発のSigna1は非常に弱い
signa1ですが，ばらつきはありますけれども，大勢において大きなamp1ificationのところはどちらも大きいし，小さいところはどちらも小さい．この図（図3）はlinearにかいてある
のでちょっとばらつきが大きく見えますけど，このばらつきは大体factor2かそこらで，2倍かそこらの範囲で論ずる限り，非常にstrong

moti㎝のamp1ificationと非常にweakmotionのamplificationとは大体同じである．

次のs1ide（図4）ももう一つの例ですが，Tucker，King，アメリカ人がUSSRに行ってガルムというところで調べたんですが，こちらのstrong

motionでO．2G，200galまでの震動．これは小さい運動で10■3Gですか，だから1ga1以下の震動．で，違う成分について，
これはいろいろな地震を，sedimentval1eyの真ん中のところと端の固い岩の上との比をつく

一10一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木ド・鵜川・小原

りまして，いろいろな地震について比べてみると地震によってかなりふらつきます．factor2

ぐらいふらつきますが，そのふらつきの中で見ますと，非常に弱い運動も強い運動も同じよ
うな変動をして，それがamplification

factorにして同じような値をとり，それは非常に高い周波数までそういうことであると．

こういうことを調べている連中は，皆相当高い強震動までかなり同じamplification

factorが適応するのではないか．この問題は，今後もっと議論されるぺき問題ですがnOnlinearな効果があるのは当然ですが，1inearな効果はもちろんその前に理解しなければならないことでありますので，1inearなことをまず調べなければならないと私などは思うわけです．

これは日本のdata（図5）ですが，神山さん，柳沢さんですか，日本の強震動の記録117記

録を使って，0．02G以上，20ga1以上の記録を使って26の観測点でのsiteamplification
factor，さっきのBj（f）を決めた結果です．ですから，これは本当の強震動のわけですが，これがたしか一番固いところ，大船渡でしたか，その場所のamplificati㎝factorがhalfspaceと同じである．すぺての周波数について，このTIMEと図（図5）に示してあるのは問違い㎜100L■≡
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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

で，これはperiodの問違いです．これは周期．周期，これは1秒，これがO．1秒ですから，10

Hzですか．その固い岩の観測点でamplificati㎝が2であるという条件を入れますと，全部ほかが決まリます．

そうやって決めたのがこの図（図5）なんですが，1秒のあた｝）は確かにばらつきの範囲も広いようです．で，短周期になるとちょっと減るように見えますが，またO．1秒になると広がってきます．しかも，その変わり方が，長周期で低いところが短周期になって上がったり，

そうかと思うと大体同じところがあるし、場所によっては長周期で高いところが今度は短周期では小さくなる．いろいろな場所があるわけです．ですが，そのばらつき方は大体factor

8ぐらいですか，これが10ですから，ここもそんなには違わないわけです．1秒と10cyc1eとそんなには違わない．

これ（図6）も同じことです．違う場所ですが，同じように1秒のところで見てもO．1秒のところで見ても場所による違いは，特に短周期になったからsite

effectがなくなるというものではない．アメリカでは，こういうことをやるだけのdataがないのか，まだだれもやっていないんです．それで強震計の方はないんですが，codaの波を使って私のもと学生のPhi1lipsというのがやったのがあります．

その前に，codaでやってS波と同じものになるということを示したものですが，これは辻浦さんの堂平の山の上でとれた結果（図7）ですが，観測点H1というのと観測点H5というののspectrumの比をO．7〜24Hzですか，こういう周波数にとってcodaの場合のその二つの場所の比がこんなに変わるのに，S波の場合にはこんなに変わると．これは，S波の方はあちこちから来て，来る方向によってかなり違う比を示す．しかし，codaの場合にはかなり

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安芸敬一教授講演速言己録一佐藤・木下・鵜川・小原

まとまっていて，そのまとまっているのがちょうどS波の平均に近い．これは，codaがもしもS波のback

scatteringであれば当然期待されることで，つまりcodaの方がsite

effectは

ばらつきも少ないし，ちょうどS波の平均のようなものを与える．ですから，codaから出した結果はS波が大体のamplificationを与え，しかもS波の場合よりもより安定した結果を与えるのではないか．これは，それぞれ違う場所の比卒ですが，同じようなことが言えます．

このようなことはほかの観測点でもいろいろやっておりまして，たとえば近ごろアメリカのEPRIというところで出している報告で，アメリカのWoodward

GrideというところのSilvaという人が調ぺているんですが，主要動とcodaのamp1ification

factorをいろいろなところ

で比ぺて，大体似ている．しかし，ときどき違っていることがあって，その違いは主要動の振幅が大きいので，そのnOnlinearな影響として説明できるというようなこと．n㎝linearな影響を出すのに，そのcodaと主要動との比較をするというようなことまでやり出しています．

そういうcodaの方法で，先ほど書きましたような式のBj（f）をアメリカのCalifomiaで決めたのを次でお見せします（図8）．

SanFranciscoがここで，Los

Angelesがこの辺ですか．このあたの微小地震観損11網があるわけですが，ここで先ほどのsite）に百何十個のUSGS

effectを決めまして，Bj（f）を決め

まして，その自然対数をここにとってあります．この一番青いやつから一番赤いやつまでの問が大体factor20，20倍の倍卒です．ですから，大体場所によってずいぶん変わっているわ

けです．これが1，5Hz．次のslideで12Hzの図（図9）をお見せします．

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1．ξ）H
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図7

Tsujiura（1978）より

図8

一13一

Phi11ipsandAki（1986）より

国立防災科学技術センター研究速幸艮

第80号

1989年2月

やはり，12Hzでも同じぐらいの変動を示しています．しかし，今度は場所が変わりまして，前の図（図8）ではこの辺が青だったんですが，ここはちょうど花商岩の出ているところで1．5Hzでは増幅度が非常に小さかったんですが，ここでは12Hzになると一番振幅の大きいところになっています．次のs1ide（凶10）で，今度は花商岩のあるところとか普通のsedimentのあるところとか断層帯に沿うところとか，ちょっとそういうふうに分けて見てみます．

たとえば，これはこちら側に周波数をとりまして，今度はCa1ifomiaのこの翻則点の平均をzeroとしてみます．natura11ogでzeroですから，このcurveはCalifomiaの観測点の平均値に対して花南岩のあるところがどうなっているか，fau1t

zoneではどういうふうになっているか，普通のsedimentではどうなっているか．これを見ますと，花商岩のところは平均と比べて非常に低い周波数では小さくなり，高い周波数では大きくなっている．同じ花商岩と言ってもずいぷんぱらつきがあります．ぱらつきは，この場合graniteの場合には高周波ほ

どどうも大きくなっているみたいです．Franciscanというのは，これも岩ですが，どうも高周波ほど場所による違いは大きくなっている．

ですから，先ほど初めに串しましたような，高周波にいったらsiteeffectがなくなるというのとは反対の影響がこういうところに出ています．地震学者は普通，花商岩というのは一番たちのいい岩石で地殻そのもののようなところであると考えるんですが，そうしますと，

花商岩の平均というようなものをhomogeneousha1fspace，一様な半無限帯と考えるのが普通だろうと思います．木下さんの話だと，筑波山はboreho1eの観測点と比ぺてこういうところで増幅しているというようなことがあるらしいので，そういうことはあるいは正しくなく，

本当はboreholeではかるのを基準にすべきなのかもしれませんが，アメリカの場合そういう
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図10

Phi1lipsandAki（1986）より

一14一

Phil1ipsandAki（1986）より

安芸敬一教授講演速；己録一佐藤・木下・鵜川・小原

翻則点がないので，後でちょっと議論するときにはgraniteの平均がhomogeneousなha1fspaceであることを考えてほかのやつを決めたり，たとえばCalifomiaの平均の鰍則点はどんな増幅度であるかと，そういうようなことをgraniteにreferして議論します．

いずれにしても，これを見ますと，場所によって非常に変わっています．どのくらい変わっているかということを度数分布にして次の図（図11）でお見せします．

これ，1．5Hzでamp1ificationfactorがnaturallogにして二・幾つ変わっています．
12Hzに行っても2ぐらいは楽に変わっています．これはfactorにするとたぷん8倍．factor
ofeightですか．これがfactorof1Oとか12とか，そのぐらいの感じになります．ですから，
この結果も先ほどお見せしました日本の場合と大体同じで，周波数によってgeographical，
場所によってsite

amp1ificationの変わる変わり方は周波数によらないんじゃないか．しかも，周波数によってその変わり方は非常に違っていますが，そういうmapは意味のあるものができるのではないか．

と言いますのは，ある観測点でその増幅度を見てみますと，その増幅度は地震がどっちから来るかによって変わるんですが，その変わり方はこんな（12Hz）には変わらない．その変
わり方はどのくらいかというのを，たけ；ごん次のslide（図12）で…

．

これは，木下さんのboreho1eの結果ですが，たとえばこの日本の場合地表と地下の基盤の地震計の比をとって，いろんな方向から来る地震について平均したものをとるとこうなる．
それから，onestandard

errorですか，1標準偏差だけ離れたものをかくとこう二つ両側に出てきます．これはどの周波数をとってみても大体factor2よ一）は小さいです．ということ

は，siteamplificationfactorそのものはこの周波数全域で，どの周波数をとってみても10ぐ

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10

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＞

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10

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2q2−102」o＾ハo＾

図11Phi1lipsandAki（1986）より

一15一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

らい変わっていると．そういうmapを仮につくったとすれば各点についてfactor2以下で信頼できる．ということは，つまりmiCroとであって，しかし，そのmicro

Zonationということが可能であって，意味があるこ

zonati㎝をいわゆるsoilとかrockとかそういう分類でやったんでは，その場所による変動をつかまえることはできない．

］番手っ取り早い方法は，それぞれいろいろな場所へ行って地震計を置いて地震観測をして主要動を使うなりcodaを使うなり，あるいは人工地震を使うなり，そのsite

その場所に特有なものをそういうdataからregression

specificな，

analysisで決めるのが一番近道ではないか．

そういうdataがたくさんできれば，またそういうものを詳しくその場所の岩の土質学的な性質と細かく比べられるでしょうから，そういう簡単な土質学的なparameterが考えられるかもしれない．アメリカで，先ほど申しましたNevadaの核爆発で得られるamplification

test

factorを，たとえばvoid

site，Los

Ange1esのNevada

ratioとかいろいろな土質学的にかなり簡単に得られるようなparameterと比較して，かなりいい相関を出したりしています．ですから，こういうsitespecificなamp1ificationをたくさんいろいろな周波数について出すこと，それぞれの場所についてもう少し詳しく地質的，土質的な性質をはかる，そういうことを両方やっていくうちにmiCro

Zonationの方法が進んでいくんじゃないかと思います．

次に，siteeffectとsourceeffectがからんでいるまず最初の話題として，数年前にPapageor−giouと私と簡単な地震のmode1をつくりまして，そのmode1でCa1ifomiaのこういう地震

AMPLlFlCATl◎N

FACT◎R
lOO

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lWT

T−compononf

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lO

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O．l

O．1

1e1

l

O．l

lO

1

TlME（sec）

TIME（sec）

図12木下・他（1986）より

一16一

1◎

安芸敬一・教授講演速記録

佐藤・木ド・鵜川・小原の加速度のpowerspectrumを解釈して，そのmode1を決めたことがあります．そのときにはいろいろ調べてみて，rockら，sitesiteとsoil

siteと比べてみてもそんなに違わないものですか

effectはないだろうと一思、ってやっていたんですが，先ほどお見せしたような結果から，もしもgranitesite，花商岩のsiteがhomogeneoushalfspaceだとすれば，Ca1ifomiaの平均の場所はかなり強い，2倍ないし3倍ぐらいのamp1ificationが1ないし2Hzく

らい

で起こりますし，10Hz，20Hzにいくと花商岩の場所に比べて半分ぐらいになりますから，かなり強い補正をしなければならない．

SAN

FERNANDO

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図13

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Aki

Papageorgiou（1988）より

一17一

I975，

国立防災科挙技術センター研究速報

第80号

1989年2月

これが前にやりましたsourcepowerspectrum（図13）なんですが，これにsoilsite
effect，平均の翻則点に対するsite

effectを入れますと，地震によってずいぶん大きな違いが生じてきます．この長周期の方が下がって短周期の方が上がる．そういう補正をしなけれならなくなって，いままでに出しておリましたsourceparameterとかなり違ったものを考えな
きゃならなくなりました．それはどういうふうに違ってきたかと言いますと，次のslide（図
14）を…

．

こういうmodelを考えていたわけですが，矩形の断層を考えて，その断層の中にこういう丸い形の割れ目，crackができると．そういうcrackはお互いにでたらめにできるんですが，全体としてはrupture

frontがsweepしていく形で，そのsweepされたところがバラバ

ラとこういうcircularcrackができていく．このmode1の中で、加速度の方から決まるのは

このcrackの大きさが主なものなんですが，先ほどのpowerspectrumの平らなところの高さを決めるのがこの中で起こるstressdropに一番よく影響されて，結局そのstress

dropというのはこういう地震，s1ipの方はもうすでにわかっておりますから，slipとこのcircu1arの直径の比のようなものが，local

この直径をわれわれ，barrier

stresscrack

dropを決めます．

intervalと呼んでおりますが，こういうcrackがこういうところでできて，ここでとまって，こういう影になっている部分は地震が終わった後でも壊れないという極端なmodelをつくって，そういうmode1をつくらないと加速度の説明ができな
かったわけです．その場合にmodel

parameterとしてbarrierinterva1，このcrackの大きさが一つ出てきたわけですが，次のslide（図15）でお見せします．
site

effectを補正しないときには，こういう点がs1ipの大きさとbarrierintervalとの関係を示す点であったわけです．この丸印が強震動の加速度spectrumから求めたもので，たとえばParkfie1d地震ではbarrierintervalが2㎞とかそこらで，slipが50㎝とか30㎝とかそこら．こういうslipとintervalのときにはstress

dropは大体200barsぐらいであると．このstresslo■＾oO・1甘OH㎝PO｝甘5p・o1ro▲6・obOi

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図14

PapageorgiouandAki（1983）より

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図15AkiandPapageorgiou（1988）より

一18一

安芸敬一一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

dropはかなり一定でありまして，ちょっと大きなものになりまして，400barsぐらいになりますが，slipの大きい地震ほどbarrierintervalが大きくなって，loca1stress

dropは大体一定になる．それが一番の結論だったわけです．

そうやって求めたbarrierintervalと，三角で示しておりますのが，地質の先生がこういう地震について地表で翻則した断層のSegmentの長さを，平均したようなものをここに書いてあるんですが，そういう断層のsegmentとこういうbarrierintervalとが大体同じになると思っていたわけです．ところが，これを見ますと，今度のsite

effectの補正によってbarrierinterva1を倍ほど長くしなければならない．stressdropは約半分になります．ですから，いままで200barsから400barsと言っていたのが，今度は100barsから200barsということになるんですが，barrierもいままでのように小さなものでなくてかなり大きい．2倍ぐらい大きくなる．全体として言えば，断層のheterogeneityが思っていたほど強くなかったということになるわけです．

こうなりますと，地表で観測されるSegmentの長さは今度は全体として加速度を説明する
やつよりも短くなります．言いかえれば，加速度を説明するbarrierinterva1は，地表で繍則されるSegmentの上限のようなものではないか．と言いますのは，たぷんもっともらしいん
じゃないかと思うのは，この地表にあらわれるSegmentというのは地下で本当にあるSegmentがあらわれるものもあるでしょうが，地表の非常にirregularな，浅いところの地質が生じているものもあるでしょうから，地表で見られるものは全部が全部下にあるのではないのではないか．昔は，地表で観測すればそれで推定できるというふうに楽観的に思っていたんですが，どうもその点は思っていたよりむずかしいんじゃないかというのが一つの結論です．

日本で同じようなbarriermodelを応用された方がありますが，その結果とわれわれがア

メリカでやった結果とを比べてみて，大体barrierinterva1の大きさにちょっとズレがあった

んですけれども，今度この補正をしましたら，大体同じにな「）まして，どうもその結果だけ見ますと，日本とアメリカと1ocal

stressdropですか，加速度を起こしているようなloca1

なcrack内で起とるようなstressdropは，大体同じではないかと．このことは，近ごろアメリカでも東部と西部とのstress

dropは同じようなmode1で説明できると言う人もいますし，

どうもsiteeffectというのは場所によって非常に違うようですが，sourceの方は地震によってそんなに違わないというのが，何となく私の近ごろの感じであります．地震が起こるような岩というのは世界じゅうどこでも大体同じような岩で，地震のsourcespectrumの場所から場所による違いというのは，site

effectが場所から場所によって違うのと比べたら，圧倒

的に安定したものではないかと思います．

それは，HanksらUSGSのgroupが非常に力説していることで，Hanksらのmode1というのは物理的実体はちょっとわかりにくいですけど，全体としてこういうstressdropは1oca1に一定である．つまり，加速度spectrumをcontrolしているような地震のsourceのstress

一19一

第80号

国立防災科学技術センター研究速報

drop，dynamic

stress！989年2月

dropなんて言っていますが，それは地震によって非常に安定している．大体factor2ぐらいのぱらつきで一定である．その地震の大きさにもよらないし，場所にもよらない．地震動の予測にとっては非常に都合のいいことですが，そういうことはどうも本当のようで，強震動を起こしている地震のSourCeの状態というのはあまり場所によらないようです．それが正しいかどうかは，これからあちこち調べて確かめていかねばならない
ことですが，もしそれが本当だとすれば強震動の予測というのは非常に楽になります．

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105

FrequenCy（Hz）

図16

AkiandPapageorgiou（1988）より

一20一

106

安芸敬・教授講演速I1じ録

その次は，これはもう一つ補止，site

作糠・木卜・鵜川・小以

effectを考1えに入れたために変わったことがあるん

ですか，それはfmaxというHanksか言い出したことで，加速度spectrumを見一ているとある周波数以上でがタッとsharpにspectrumか減ってい＜．それが一体どういう原閃てある

か．矩周期が影響するような構造，たとえば原一r力発電所のあるところで大歩な二とだと一ぜ、うんですが，非常に高周波なところのspectrumを土配するparameterとして，二のfというのが片われているんて

max

すが，Hanksなどはそメしは観測一へに近い非常に伐いところの影

響で上に吸収によって，浅いと二ろは非常に吸収が強いので，それでなくなってしまうんだと言）んですが，確かにその彰響もありますが，いろいろほかの二とか、考えていきまして，地震の断層運動そのものにある眼度か茅）って，ある平呈度以上大きい地震にヶりますと，断屑

帯の非弾作的な領域か大きくなって，そのために断屑連動そのものが鈍くなっている．そいうsourceの影響でf）maxということが説日月できるのではないかと，ぽくは前から言っているんです．

これがその一つの凶（閑16」なんてすが，fmaxそのものは，これは何をポすかと言いますと，これはSeiSmiC

mOmentですか），大きな地震，地震の大きさをあらわす．これは周波数で周期100秒から，これは1，OOOcycleとか，かなり■大きな範囲をかいてありますが、大きい地震についてfmaxを駄貝■」するのはなかなかむずかしいんです．数も少ないですし．一つ

不忠議なことかありまして，小さい地震のcomer
似であるといfrequencyと言うんですか，大小地震が杣）ことを仮定しますと，このcomerfrequencyと言って地震の大きさのmeasureの逆数のようなものが，このmomentとcomerfrequencyの関係として一3のslopeで，大きい地震についてはこういう関係になっているんですが，小さい地震になるとcomer
か大体10Hzく

frequency

らいて」定になってしまう．

この鰍則はかなり確かだと思うんですが，この10Hzというのがちょうどそれを上の方に延長しますと，これがぽくらの思っているsourceによるfを補正しますと，このfmaxに近い．しかも，今度site

effectmaxの大体倍ぐらいこっちへ移って，小さい地震のconstantcomer

frequencyに非常に近づいて，何か断層にはこういうもので決まってくる物理的な断層帯の幅のようなものがあって，それが大きい地震のf

maxを決め，小さい地震のcomer

frequencyを決めているんではないかと，そう一思、っているんですが．

このようにfmaxの評価が，このsiteeffectを考えることによって多少変わりました．Hanks

らは，fmaxはsiteeffectによると言っているわけですが，siteeffectを一応入れてもまだ残っているということです．しかし，このfmaxも先ほど申しましたstressdropのstabi1ityと同じように，今後の大事な研究課題じゃないかと思います．f

maxが本当に地震のもとによるのか，浅い鰍則点の性質によるのか．それがはっきりしないと，ある翻則点で得られた記録をほかの観測点に移しかえるとか，そういうときにそういうことがわかれば補正などもできて役に立つと思います．

一21一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

miCroZonatiOnということをやるときに，一体場所によってどうしてこんなに地震動が違うのかということを理解しておくことが大事だろうと思います．そういった方向の仕事もずい、；ごんこの10年ぐらいされておりまして，日本ではそれを何か不整形地盤の影響とかと言われているようですが，地形の不規貝1」さとか地盤の不規貝1」さとか，その地盤のいろいろな性質が地震動にどのような影響を与えるか，そういう理論的な研究がかなり進んでいます．次に私の話題としては，それを少し紹介します．

なぜ場所によって10倍も違うような地震動が起こるのか．いろんな原因があるわけですが，たとえば地震の波というのはS

Hという波があります．S波で水平方向に振動する波．これは非常に簡単な性質を持っていまして，たとえばこのSH波が地表に当たって反射しますと，

この地表の運動が倍になる．倍になるというのは，S波が真下から来ようと，違う角度から来ようと，変わらない．いつも2倍になる．S

しかし，S

H波を論ずる隈りはかなり直観がききます．

V波という，S波でも垂直面内に震動方向があるような波，これが非常に曲者でありまして，たとえばただの自由表面にぶつかっただけで非常に不思議なことが起こります．
これがその例なんですが，これはpoisson比が0．25ですから，一番普通の岩石ですが，その地表における増幅度をS

V波の入射角の関数としてあらわしております．λ射角が0，つまり真下から来るときにはご存じのようにS

H波と同じで増幅度は2倍です．しかし，これがだんだん角度を変えますと，非常に不思議なことが起こりまして，ここで非常にsharpなpeakを生じます．またOにまでなって，こんなになっていくわけですが，これが水平方向の震動でこれが上下動の振動．

これが起こるのは何かと言いますと，この角度で入射しましたときには，S波が入射するとS波とP波とが反射するわけですが，反射するP波はちょうど水平に出ていくわけです．
地表に沿って出ていく．ですから，Snellの法則でやりますと，S波のみかけの速度がちょう
どP波の速度に等しくなる．臨界角なんという言葉で呼んでいますが，この角度で非常にloca1にsharpなpeakが出るわけです．このことはちょっと直観的には予測できないですね．弾性
一08I20ロー●1■

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図18

図17Aki（1988）より

一22一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

波で，直観的に予測できないことはたびたび起こりまして，それは主にinhomogeneous

waveと言って普通の波でなくて，波がたとえばRay1eigh波などのように媒質よりも遅い速度で伝わる波．たとえば、全反射とかそういうことが起こるとinhomogeneous

waveというのが出ますが，そういう波が出ると直観的に理解できない波が多いわけです．

不思議なことに，平面波の場合にはこのようにsharpなpeakが出るんですが，平面波でなく震源を点震源に変えますと，このpeakは消えます．非常に短周期には出るんですが，普通の周期だと消えてしまう．それはなぜかと言いますと，先ほどのslide（図17）で見ましたよ

うに，peakは非常に狭い入射角の範囲に限られています．点震源から出る波はいろいろな方

向の平面波が含まれています．そういうものの合成したようなもの．結局，そういう球面波になりますと，いろんな入射角の方向を平均したような形になります．で，そういうものが平均してしまうので消えてしまって，これ（図18，19）はいまUSCに来ておられる川瀬さんの計算ですが，地表に沿いまして，0kmというところがちょうどその臨界角に当たるところ
で，ちょうど深さ15㎞ぐらいの震源からそのcriticalangle，臨界角で出てきた波が到達する

地表の点です．そういうふうに正確に点震源について計算すると，別にこの臨界角で振幅が大きくなっているということはないわけです．これがP波でこれがS波ですが．ですから，
何も心配することはないではないかと言うのです．ところが，今度はこの地表が平らでなくて，ここに山があったとします．山があった場合には，SH波が入射すれば，これはわ

直観的に理解しやすいんです．たいがい山頂が増幅されるとか．ところが，このS
ょうど臨界角で入ってきたときに山がありますと，普通S

818レ」●61□1口f
＾．

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886．，

図19

一23一

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H波で起こるのと逆のことが起こりまして，山頂で減衰して山腹で増幅する．

一08120I．一■1■

）に

・■、

lEl．1

二れか川て寸か，ちょこの」貞上二てl1防災科

μ支f付センダー研究速・般棚olj・1989fl｛2り）どこ二に臨界角かありまして，震源はこの山のこちら側にあって，は振幅か減っております．山腹で，このあたりで非常に大きくなっています．この周期によりますが，この15㎞ぐらいの震源について臨界角に直、すと人体10㎞ぐらいの距離になるんて1すか，そこらで見一ますと，2cyc1eとか5cycleとかて1大体同じくらいのpattem
で非常にlOCa1に大きな震動が出てきます．これは，1㍍観的に非常に理解しにくい現象です
か，ど一）もこのことかWhittier

Narrowsの地震で，LosA㎎e1esで実際に起こったんではないかと一冒、うんです．

Whittier

Narrowsという地震は，Los

AngelesBasinの真ん中て寸か，非常に平らなところで起こりました（図20〕．ところが，被害を見ますと，非常に集中していまして，たとえばこのWhittierとかこういうところ．非常に被害が一集中しているというのが強い印象を与える。1．0・＾一一｝一．Il．

、・。・・伽・・1・・BuぼB州K；

…」青、

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安芸敬一一教授講演速記録

佐藤・木ト・鵜川・小原

地震です．まず気がついたことは，この被害地が大体8㎞ないし10㎞の問にあると．ちょう
どこの震源に対して，震源15㎞の深さとしますと，大体9kmくらいがさっきの臨界角になっています．

初めて私がこれを見たときは，平面波の影響でここはちょうど増幅されたんだろうと思ったんですが，計算してみて，実際に一点震源に直してみると，平面波の影響は消えてしまう．

これは困ったなと思っていましたら，川瀬さんがここを山にしたら出てきたと．一つ前のslide（図19）でお見せしましたように，山の向こう側ですか，震源から見て山を越えた山腹で震動が大きくなると．ちょうどここに行ってみますと，この山がここにありまして，山の上は被害がほとんどないわけです．それで，山の向こうのWhittierが非常に強い被害に遭っている．

同じ臨界角の距離でもこういうところには全然被害がないんですが，ここは真っ平らなところです．先ほどもお見せしましたように，地表がf1atなときには臨界角の影響は球面波によるsmoothingのため異常を起こさないようです．そうしますと，この場合被害が起こったのはsiteeffectと言っても非常にsourceに依存したsite

effect．sourceとsiteとは離れられないような関係で，仮にこの同じ場所でも，もしもこの考えが正しいとしますと，震源がちょっとこの辺にズレていれば起こらなかった．この辺に来ていても起こらなかったかもし
れない．

こういうsite

effectは，非常にmicrozonationにはむずかしいわけですが，こういう場合はたぶんpathorogica1caseと言うんですか，運が悪いとあきらめるか、非常にこれは偶然もしくはそういうsourceとsiteとのcouplingで起こるような場合には，非常に偶然なことで非常に扱いにくいわけですが，こういうこともあるということを頭に入れておく必要がある
んではないかと思います．

そろそろ時問もなくなってきましたので，もう一つSourCeとSiteと両方考えなければいけない場合として，Mexico地震のお話をちょっとします．Mexicoの地震は皆さんご存じのよ

うに，Mexicoで，double

Cityのlakesedimentでres㎝anceが起こって，それがbui1dingのresonanceresonanceで被害に遭ったと言われていますが，どうもそれだけではないらしい．

これは何度もごらんになったと思いますが，これがMexico

Cityでこういうところに強震計が置いてあったわけです（図21）．こういう強震計の記録をごらんになりますと，水平動で2，3秒周期の波がこのlake

sedimentで非常に大きく出て，こういう1ake

sedimentの外側の観測点と比べると非常に大きく揺れて，それがreSOnanCeということになっているわけですが，Sanchez−Sesmaという人が上下動を見てみたわけです．
上下動を見てみますと（図22），これは1ake

sedimentの外側にあるstati㎝，これは内側にあるわけですが，こういう内と外を全部見ましても，非常に波形の対応がいいわけです．

一25一国立防災科学技術センター研究速報

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第80号

1989年2月

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図22

図21

このpeakが全部そろっているわけです．しかも，その波形が，これはdisplacementですが，10数秒のこういう長い波と2，3秒のさざなみとが重なったような形になっています．
これを詳しく分析しまして，一体このさざなみがどういう伝わり方をしているかを調べたら，

CampilloというFranceの人ですが，この強震計の記録に絶対時刻がないものですから，それをやるのはなかなかむずかしいんですけれども，長周期の波の方はたぷん素性の知れている波で震源の方向から来たに違いない．

それとの相対的な伝播をさざなみについてやってみますと，さざなみ，ripp1eの位相のズレを長周期の波との比較にとった時問のズレに直しまして，それを震源からの距離にp1otしてみますと，どうやら一直線に乗るらしい（図23）．長周期の波が震源から来ているとすれば，
これは短周期の波も震源から来ている．波形の対応もいいし，本当にこのrippleはMexico

のlake

City

sedimentで誘起されたものではなくて，下から来たものである．どこから来たかはわからないんですが，1ake

sedimentで誘起されたものではない．

そうやって，では，どこから来たかということを調ぺてみますと，Singhという人がドイツのGrafenbergですか，何かdigitalな記録のいいのをとっているところ（図24）．そのほかにも，いろいろEuropeの観測点とか南米の観測点とか世界じゅうの翻則点を調べてみますと，

これがMexico地震のP波の一番最初の部分ですが，ここにさっきのripp1eみたいなやつが見えるわけです．どうもこのripp1eは，この地震ではかなり大きくて，ほかの地震ではちょっと，あることはあるけど，少ないらしい．しかし，この観測点以外の観測点を見てみますと，そうでない場合もありまして，この地震よりもほかの地震，たとえばこの地震の方がripp1e

一26一

安芸敬一・教授講演速記録一佐藤・木ド・鵜川・小原が大きいとか．ですから，こういうところで翻則するP波の波形というのは解釈に注意を要します．この周期が2，3秒で，まさにこのMexicoの上下動で見えたripp1eと似ている．
そうすると，この二つのpathは非常に違うわけです．一つは，地球の中の方に行ったpathですし，もう一つはたぷんLg波として伝わっていったpathで，この二つに共通だとすれば，
これはpathの影響ではなくてsourceの影響ではないか．

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号、1989年2月

最後に，これも皆さんご存じでしょうが，震源の真上にある観測点，Caleta

deCamposですか，そこの加速度計，AndersonとかBrmeとかが記録したやつです（図25）．それの速度記録を見てみますと，これはやっぱり2，3秒の周期の波がrippleにして乗っているわけです．これは本当に地震の真上ですから，pathとしてはほかの二つのpathと非常に違いますので，この三つを同時に説明するのはやっぱり本当に震源の断層運動としてこういうrippleがあったんではないか．地震の方ではasperityとかbarrierという言葉を使いますが，そういうものがある周期的に並んでいて，それをバンバンバンと切っていくときに何かこういう2，3秒の周期の波がsourceでできたんじゃないか．

そうしますと，このMexico地震というのは非常に特殊な例で，建物と地盤のdoub1e

reso．

nanceにもう一つsourceのresonanceが加わったtrippleresonance．そういうことは，やはりsourceとかpathとかsiteとか三つのfactorを一緒に考えて，同時に考えないとつかみにくいことだと思います．

かなりとりとめのない話になってしまいましたけど，ぽくの最近のreviewから最近印象のあった地震のこと，それについてsource，path，siteと，この三つがいかにからまり合っているか．そういうおのおののeffectを詳しく調べることと，一つの地震を考えるときにはそういう三つのeffectをいつも頭に置いていなければいけない．そんなことを結論にしたいと思います．（抽手）

質疑応答
一一1

barrierintervalの話なんですけれども，表面の方がbarrierintervalが長くなってしまう，上限が来てしまうということですね．それは，波が下からこういうふうに広がっていくとしますと，下の方のズレが上のbarrierみたいのを食べていくみたいなんで，もとのbarrierみたいのは小さいけれども，動くところでその方向性によって，食べていくことによって上の方が大きく見えるとかいうふうに考えたらあかんのですか．

安芸1

もともと私の最初の考えは非常に単純なわけです．こう断層面があって，実際に壊れるところはこういう全体がsmoothに壊れるんじゃなくてパッチになって壊れると．このことがあれば，たとえば上から見ればこの辺に断層があらわれ，次にこんなふうにあらわれると．こんな形になってSegmentになって地表で見られる．だから，地表で観測してこんなになっていれば地下はこんなだろうと．そういうことを示しているのではないかと思っていたら，地表のやつはもっと細かくこんなになってきている．だから，こういうことは地層が複雑であれば幾らでも考えられることで，そういうものが短いところで出てきちゃって，だから長いのを見ればあるいは深いところのをあらわしているのかもしれないという可能性はあるかと思うんですけどね．だから，前に考えていたような簡単なことでは，どうもないら
しいということです．

いまあなたのおっしゃったのはdynamicな問題ですね．そういうことではないわけです．

一28一

安一芸敬一教授講演速．1己録一佐藤・木下・鵜川・小原

一一1

最後の3枚の絵で，長周期の震源の断層に桐当するものの中に2秒ぐらいのものが見えているという話で，2枚，3枚見せていただきましたね．あれがわりときれいにある周期だけが見え過ぎるのはたまたまなんですか．何か選択的に、たとえばMexicoの地震のときには地盤の方とresonanceが重なったからということ．barrierがあるとしても，barrierのSiZeが先生が書いたみたいに同じ大きさのものが並んでいるという考えよりは，いろんなのがありそうな気もするし，どうなんでしょう．

安芸1だから，周期的だということは規則正しく並んでいるということじゃないですか．

一一：

途中のpathや何かで選択的にある周期が見えてくるということではないわけです

ね．

安芸：

そのpathが三つあるわけですよね．一つはMexico

たぷんcrustのwave

Cityへ来るpath．これは，guideでLg波のwaveguideだと思うんですよね．もう］つはte1eseismic

だからmantleを通過しているわけですね．もう一つは真上ですから，pathから言ったら真上ですね．その三つが同じものを書いているわけです．rippleを．周期が大体同じなんです．

それがちょうどMexico

Cityのlake

sedimentかresonanceのperiodと同じになったと．だから，すべて非常な偶然．

一一：

Mexicoのがきれいに出ていた．

一一：

いや，ほかのところでもそうじゃない．深い方のでも見えているから．

安芸：だから，te1eseismicの波形も2，3秒なわけです．これが10秒ですか．

一一1

いままでの主要動のところをとってsource

spectrumをとるという仕事を，いろんな人がたくさんやってきましたね．そのときに，どうしてこういう周期のところのsharpな

peakが出てこなかったのか？

2，3秒のところと言うと普通M6から7ぐらいの地震．強震の記録も解析してあるわけです．これだけ出ていたら，どこかpeakとしてピッと出そうな気がする．それが，いままでそういうことを指摘された話はなかったような気がします．
安芸：

今度が初めてですね，

一一1

いま先生に見せていただいた絵は確かにCOnVinCi㎎ではあるけれども，従来そのspectrumの絵というのは何百とBSSAやなんかに出ていたと思うんですが，そういうところにpeakがある絵はなかったように思います．

安芸1

こんなに短いところをやっている例というのはあんまりないんじゃないですか．

遠地と近いところと．とにかくMexico

下動は1ake

Cityにおける上下動の記録を見ている眼り，あの上sedimentの中でのresonanceではないらしいですよ．あの幾つかの観測点は全く外にあるわけですね．それで，reSOnanCeがしみ出していくという可能性はまずないんですよね．あれは位相が，波形が非常によく一致していて，いかにも伝播しているように見える．
だから，incident

wave

fieldの中にあのrippleがあったんですよ．あのくらいの距離だと，Lgだと大体いまいろんなことで震動が出てくるわけですよね．だから，Lgとしてそういう一29一

国．ケ防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

sourceにrippleを考えないで，ただのLgが伝播によってだんだん伸びていくと．そういうことは可能なんですよね．

Campi11oというさっきちょっと話しした人はLgの専門家で，実は最初Mexico

cityの上下動に出ているripp1eを，このrippleはLg波で，この長周期はRayleigh波だと考えたわけです．長周期のRayleigh波の方が後から来るものですから，長周期のRay1eigh波はMichoacan

地震とか三つのeventから成っていまして，バンバンバンと来たわけですね．Lgは一番最後のやつから出た．このRayleigh波が一番最初から出た．そうやって説明したんです．ぽくらはそれで，AGUにabstractをかいてそういう説明を出したんです．

teleseismicのdataで見ると，3番目のeventは非常にsharpだというのもあるんですよね．inversionか何かでやった．だから，それでやるとsynthetic

seismographは非常にきれいに来まして，3番目のeventがLgを出してrippleになっていったんだ．1番目のやつから出たRayleigh波と干渉していたと．ところが，それだとこれが絶対に説明できないんですね．

これは，最初の立ち上がりから10秒の間に来ているんです．だから，これは1番目のeventでなけオしばいけない．

いろいろ見たら，Rayleigh波というのはそこではほとんど非常に複雑な伝播で，たぶん普通はこのくらいの1O秒ぐらいのRayleigh波はあまりefficientに伝播できないんじゃないか．

だから，この両方ともこれは第1のeventから来た実体波で，たぷんこの長周期はmant1eを通ってきているんじゃないか．その辺はまだはっきりしてないんですけど．

一一：

いまの二つの波ですけれども，両方とも震源から来たと言われていますが，時問差で時問と速度が大体見積もれると思うんです．それで，大体いまの説明で合うわけでしょ
うか．

安芸：

それは簡単な水平構造では合わないです．だから，みかけの速度が近づいたときに何か曲がったら少し曲がるとか，そういうことがないと説明できないです．Ray1eigh波だと，わりによく説明できたんです．最初のやつ．だけど，Ray1eigh波だとMexicoの観測点を通過したpattemは説明できるんですけど，Rayleigh波だとすればその二つは違うところ
から，違うsourceから来ていなきゃならない．Lgというのはずっと速いわけですから．te1eseismic

なdataからも，最初のeventにこのrippleがあるというのはもう問違いないと思うので，それの証拠が一番強いので，これはRay1eigh波ではあり得ないと見るわけです．Ray1eigh波であり得ないということは，ほかの小さな地震の記録を見てみると，Ray1eigh波というのは非常にここでは発達していないんですね．たまに見えても非常に散乱して，おしまいの方にダ
ラダラついてくる．

日本で10秒ぐらいのRayleigh波というのはefficientに伝播しますか．平気で山谷を越えますか．あまりアメリカでは調べてないんです．

安芸：

仮にあれがRayleigh波だとすると，あのripp1eは1番のeventからは来られない一30一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原んです．だから，3番目のeventならばいい．すると，teleseismicでは1番目のeventに乗っているんですから，おかしい．

一一1

原因が同じものだと思わなければいいんですね．違うことを考える．先生にいま見せていただいたドイツの例のやつですね．たとえばイツワローでも同じような，3秒ぐら
いなやつが最初に見えるんですか．

安芸：

ええ，見えるんですね．teleseismicがrecordできる．大体みんな見えるんです．

場所によって見えないのもあるんですけど，それはまたそれでsubduction

zoneを通っているとか何かで，anormarouSなCaSeだと言えるんです．
こういうripp1eを一番最初に日本で言ったのは笠原慶一さんなんで，房総沖の地震で言われているんです．そのときに余震についてなんですけど，ripp1eのある地震とない地震とある．これはpathの影響かsourceの影響かというんでいろいろ調べたら，東京の翻則と南の島の観測点と比べてpathの影響ではない，sourceの影響だ．rippleのある地震はどこの場所
によっても両方の観測点に出ている．だから，そのときは確かにSourCeによったらしいんですけれども．

一一1

宇佐美先生は，何かそのpeakを一々対応づけてマルクというのをたしか実用化されて，うまくいかなかったという．

安芸：

その地震，ぽくがbarriermodelの論文を書いたときにそういうmode1を支持するdataを探したわけです．ripp1eにしろ何にしろ，そういうsourceに何か複雑なところがあるもの．そうしたら，その時点，77年ぐらいには笠原さんの論文くらいだったですね．だから，これはやっぱり珍しいんじゃないですか．もう一つ，この記録を積分して変位にしたのがありますね．それを断層modelで解釈する．上下動が，やっぱりこれを積分すると，ただのstepみたいになるんです．この地震は，こんな地震ですか，上下動の地震計がここにあったわけです．これが，もしも普通のs1ipdis1ocationみたいなやつですと，この上下動は大体断層面に垂直になっていますから，もしもこれがstepfunctionでいくような断層だと，ここにpulseが出なきゃいけないんです．昔よくAlaskaの地震について理論的にやってみたことがあるんですけど，こういう上下動のpulseが断層面上をものすごい勢いで突っ走るんですね．それがないんです．それがなくて，ただstepになっているわけです．

これ，蓬田さんがいろいろsimulati㎝をやって，この地震の場合にはstep

断層mode1，Haske11mode1ではだめである．これはcrack

function的なmode1ならいい．断層が進んでいくときにHaske11modelですと，変位がこんな感じでふえていくわけですね．これがsnapshot

である時間，P1，P2，P3，こういうs1ipを見ていると，どこでも大体同じrisetimeで同じ振幅になる（図26）．こういうのでやるとこういうのが出てくるわけですが，そうじゃなくて

crack

modelみたいにこういうふうにsmoothに，どの場所をとってもいつまでも動いているわけです．この形が大体楕円形で，こうやるとstressdropがsmoothになりますね．こう一31一

国立防災科学技術センター研究速報第80号

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1989年2月

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図26

いうmode1だと説明できる．こういうmode1では説明できない．いままでのCa1ifomiaの地

震は，これではsmooth過ぎて説明できなかった．これなら説明できる．だから，Ca1ifomiaの地震とsubductionの地震は本質的に非常に違うものである．ですから，大勢としてはcrackmodelで，それに何かが乗っているので，これはbarriermodelではないと思うんです．barriermodelですと，Haskel1modelに似ているわけです．barriermodelは大体dislocati㎝の振幅が一定で，どんどん伝わっていく．ですから，この地震はbarriermodelではなくてasperity

model．asperityというのはこういう丈夫なところがあって，こういう丈夫なところ以外はもうすでにslipしちゃっていて，こういう断層が伝播していくと丈夫なところがパチパチ切れていく．この場合には，全体としてはcrack

mode1になるわけですね．smoothにいく．こちらの場合には，barrierが切れても切れないで残っている．どうもこういうのがCa1ifomia
で，これがsubduction．

金森先生はsubductionの地震を主に見ておられるから，asperity．（笑）
一一：

先生，どうもありがとうございました．（拍手）一32一

安芸敬一一教授講演速記録一佐藤・木F・鵜川・小原

第2回講演

Coda

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Activity

テクトニクス的活動度の地球物理的指標」（校正：小原一成）

皆様よくご存じのように地震という現象は非常に複雑な現象で，それはたぷん本質的に不連続だということが一つの原因ではないかと思うんです．ポツン，ポツンと時問と空問の中に起こって，しかも一つ一つ大きさがすごく違う．こういう現象はちょっと扱いにくいわけで，私は昔からこれが，何か連続なものと結びつけられないか，何か理解しやすいものと関係づけられないかと思ってきたんです．どうも，coda

Q，あるいはcodaQ

inverseと言った方がよい量なんですが，それが地震現象に結びつく連続量として，僕のいままで知っている限り］番いいんじゃないかと思っているので，その理由をきょうご説明したいと思います．

codaと言いますのは，地震動の尾部のことです．きょうここでお話しするのは非常に近い

地震の，しかも小さい地震に隈った，それの尾部，つまりcodaのことですが，そのcodaのある特性は震源とか翻則点の位置によらないで，それらを含む地域のある平均的な物性をあらわしているように見えます．そのことに私が初めて気がつきましたのは，学生のころ地震

動各部の卓越周期を調べておりまして，水沢の記録を見て，東の海の地震と西の陸の地震を

比ぺてみますと，同じ大きさですと，大体初めのころの周期は非常に違うんです．東の地震は非常に短周期が卓越して，西の地震は何かヌラッとしているんですが，おしまいのころになりますと，卓越周期が大体同じになるんです．どうも，最初のころはpathの影響で違っているが，おしまいのころになるとそのpathの影響は全体に平均しているような形になって，似てくるのではないか．

そういうことは漠然と知っておったんでありますが，一番最初に本当にそれをはっきり見ましたのは，1966年のParkfield地震の余震の記録をUSGSのMen1oいたときでありまして…

Parkのofficeで見て．

この図（図1）はJGRに1969年に出た論文からとった図でありますが，この記録は普通の微小地震の記録でParkfie1d地震のノ1・さな余震ですが，それがP波でoffsca1eして，これは10秒，20秒，30秒でいっているわけですが，traceが二つありまして，一つはhighgain．この記録は，J．Eatonとそのgroupでとった記録でありますが，これはhighgainで120万倍ぐ
らいの倍率になっています．4万倍ぐらいのlowgainと較べて，こういう尾部がかなりはっきり見えるわけです．ここの地震の前は，こう拡大しても小さいですから，nOiSeはこの程度と．ですから，この信号はnoiseよりはるかに高い．これ，1O秒，20秒，30秒ぐらいのところになっているわけです．

この記録は，同じ地震を違う観測点で見ておりまして，遠いものですから，初動は後から

一33一

第80号

1989年2月4050

国立防災科学技術センター研究速報

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図1

Aki（1969）よりやってきて，しかも振幅は小さくて振り切れるようなことはないわけです．ですから，最初のころは非常に違うんです．最初の記録の形は非常に違うんですが，これを高倍卒の記録で見てみますと，この倍卒はちょっと違いますが，これはsite

effectというのがあって，この場所は同じcodaでも増幅するらしいですが，とにかくこのspectrumが非常によく似ています．この減衰していく様子が非常によく似ています．初動に比べておしりの方が似ているということは，確かにびっくりしたわけです．

これは同じ観測点ですが，違う地震で，今度はこちらの翻則点に地震が遠くてこちらが近い．近いものだから振幅が大きくなっています．これも，最初のころは非常に違うんですが，おしりのころになると非常に似てきて，しかも，お互いに同じ地震で違う観測点で似ているだけでなくて，違う観測点で違う地震でも似ている．これが，先ほど言いましたように，codaのある特性は観測点や震源の位置によらずにそれを含む全体の性質をあらわしているのではないかと，こう思ったわけです．

このことをその後あちこちで調べたわけですが，完全に私と独立にUSSRでそういうことをやっておった人がいまして，これ（図2）はKha1turinとRautianという夫婦の地震学者ですが，辻浦さんのband

pass

fi1terみたいなのと同じような感じの地震計，ChISSと言い

一34一

安芸敬…教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

ますが，bandpass地震計で地震を記録してみますと，たとえばこれが1．25Hzのbandで観測していますと，遠い地震はたとえばSがこの辺にあらわれます．200秒ぐらいのところにSがあらわれる．その後だんだん振幅が減っていく様子を，1Og1ogで表しているわけですが，

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一35一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2パ

近い地震ですと，Sがもっと早く20秒ぐらいに現れますが，そのおしりの方になるとだんだ
ん減っていく．もっと非常に近い地震になって震源の時問からはかって5秒ぐらいのところ
ですと，最大振幅が非常に早いところに現れる．

しかし，このおしりの方を見ますと，最大動から約倍ぐらいの時問の後は皆共通のCurVeに乗ってくる．つまり，おしりの方へ行くほど似てくる．初めの方はもちろん距離によって違いますから，初めの方を見ていたのでは地震によって違いますが，おしりの方を見る限りどうも全部共通になってしまう．その共通になり方が周波数によって違っているようである．

私も，辻浦さんの記録はこういうことを調べるのに一番便利ですので，日本の記録も調ぺてみました．

これは（図3），辻浦さんの，関東地方で3cycleのband

passfilterによる図ですが，いろんな違う地震について振幅が震源からの時間の関数としてどう変わるかというのをp1otしてあるわけです．ですから，1本の線が一つの地震に当たり，これは鰍則点は筑波で，一つの観測点で調ぺてあるわけです．このCurVeを見ますと，どうもどの地震も同じような減衰をしている．振幅の対数をとって，たとえば時問の1ogに比例する分と時間に比例する分と入れますと，大体こういう形でもってたった一つのparameter，これが地震によって違う量として，ほかは共通にして決めることができる．つまり，codaの方，おしりの方を見ている眼りにおいては一つの翻則点であらゆる地震のおしりの減り方が，周期さえ決めれば決まってしまうようである．このdashでかいたのがcommon

curveでありまして，もしもこの考えが正しいとしてこのfitがよいとすれば，このconstanttermはこの周波数におけるこの地震の震源の強さをあらわす．ですから，この方法は震源のspectrumを調べるのに非常に便利な方法である．

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AkiandChouet（1975）より

図4

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AkiandChouet（1975）より

安芸敬・一・教授講演速言d録一佐藤・木ド・鵜川・小原

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図5

AkiandChouet（1975）より同じようなことを違う周波数でやりますと（図4），違うparameterが出てきますから，その周波数が低いほど落ち方は緩やかですが，同じようなcurveをfitできる．これは日本です

が，たしか次のslide（図5）はScandinaviaのshie1dで…

．

非常に固い地盤の上でたしか4Hzか5Hzぐらいの範囲で，これは地震は一つで観測点が実際には何十とあるわけですが，その中から100㎞ぐらいの問に分布している観測点を幾つかとって調べてみます．もちろん初めのころは違うのでしょうが，その辺は考えに入れないで後ろの方だけ見てみますと，100㎞のような広いところに分布している鰍則点で，地震はその一つの観測点に非常に近いところだったわけですが，ほかの観測点でもおしりの方を見ると完全に同じではありませんが，大体において似たような形で減衰しておる．しかも，Scandinavia

ではこの減衰が非常にゆっくりで，これは2分，3分，4分．ですから，300秒近く続いている．

こういうことが可能である一つのmode1として，次のようなもの（図6）を考えるわけで
す．

一37一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

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図6

もしも仮にこういうcodaの波が直接波ではなくて，直接波が震源から外に伝播していって，それがどこかに行ってまた戻ってくる，そういう戻ってくる波の集まりである．そうしますと，ある時刻に観測されるcodaはたとえばここのこういうe11ipsoideになるわけです．
実体波の場合にはe1lipsoide，表面波の場合にはel1ipse．そういうe11ipsoideのshe1lです
か，そういうものの中にある第2次的な震源と言いますか，最初の波が行って，それがscatter
されて戻ってくる．

仮に，・そういうものの集合，重ね合わせたものがcodaだと考えますと，たとえば二つ違う

地震が起こっている場合には，同じ時問のところを見てみますと，一つの地震の場合にはこのSCattererが関与しており，もう一つの地震の場合にはこのSCattererが関与している．それの重ね合わせということになっているわけですから，もしもこういうSCattererの性質がか

一38一

安芸敬一一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

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図7

なり一様であって，この平均的なscattererの性質と，このscattererの性質が大体同じであればcodaの性質も同じになるのではないか．これが一番簡単なsingle

scattering

mode1で，

scatteringは！回するだけ．そういうmode1を考えたわけです．
そのsing1e

scatteringmodelを数式であらわしますと，ここ（図7）に定義しましたが，ある震源時からはかった時刻tにおけるあたりのcodaのpower

spectrumというものを定義します．そこで，codaは大体定常の時系列と考えまして，power

spectrumを定義します．

そこには、その波の速度が入ってきていますが，大事なのはこのscatteringのcoefficient．

それから，ここにsource，震源から出たprimarywaveはどういうふうに距離とともに減衰していくかというものが入っております．それに加えてこういうものを考えたわけです．そのprimary

waveは伝播とともに減衰していくであろう．scatterされた波も伝播の距離に応じて減衰する．時問としては，trave1timeとしてはt時間たっているわけで，そのt時問の問にenergyのlossが普通のQ

typeの減衰で行われる．これをcoda

Qと呼ぷわけです．

これは，SCatteri㎎に関与している主要動並びにSCatterの波が，実体波であるか，表面波であるかによって変わってまい一）ます．結局，時問のベキ関数になってまいりまして，この項を一応geometrica1spreadingと仮に呼ぶことにします．geometricalspreadingで減る量と，exponentia1で減る量と，こう二つ出てきまして，波の性質についていろいろ仮定をしま

して，こちらをこちら側に移して対数をとりますと，それがtに対してlinearになります．
このslopeからこのQ

inverse，先ほどから私が申しておりますcodaQ

inverseというのは，この1割るQcということであります．
これ，いろいろ問題があるわけです．Single

SCatteringは簡単過ぎるとか，一様のSCattererを考えているとか，地球はいろいろな層構造をしているとか，いろいろあるわけで，これは一番簡単な，非常に簡単過ぎるかもしれない仮定なのですが，一応こういうことを考えれば

一39一

国立防災科学技術センター研究速報

1989年2月

第80号

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Aki（1985）より先ほどの観測は完全に説明できます．つまり，どこに地震があろうとも時問とともに減るぐ
あい，特にこのQc

inverseというものはその地震にもよらず，観測点にもよらず，そのあたりの波の減衰特性をあらわす．そういうたてまえで，世界各地のQcinverseを決めてみたわけです（図8）．

周波数にこのQcがいかによるか．Qc

inverseを周波数の関数として1Hzがここで，10Hzがここ．非常にsystematicになりまして，stab1e，安定していて地震などないところは周波数に依存する度合いが弱く，大体constantになって，しかもQ

inverseは小さい．非常にactiveなところ，たとえばCalifomiaとかIta1yとか，そういうところになりますと，Qinve鵬eが1Hz近くで大きくなって，この勾配が急になる．これは非常にsystematicに出てきたわけ
です．

一40一

安芸敬一一教授講演速記録一一佐藤・木下・鵜川・小原At1♂

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Sato（1984）より

inverseをお兇せします．S波の方は非常にむずかしいわけ

で，たとえばLgを使うとかsingle

stationの方法を使うとかspectrum

ratioを使うとか，いろいろな方法がありますが，非常にばらつきます．しかし，大体の趨勢は非常によく似ていまして，このLgから決まっているこういうCentra1USAと，この非常にstab1eなところがこういうふうになり，activeなところが非常に勾配が急になっている．S波の方はLove波
ですとか，そういうことで長周期の方がかなり地球の平均的な値としてわかっておりますから，こういう急勾配がいつまでも続くわけにいかないわけで，あるpeakがあってこういうふ
うにQ

inverseが長周期では小さくなるであろう．したがって，このQ

こういうpeakを持った形で，これはs1opeがこのhighinverseというのは

frequency側でactiveなところでは非常に急で，stableなところでは緩やかになる．そういうことも出てまいりました．

これ（図10）は，Singh＆HerrmamというSt．Louisの人がだいぶ前に調べた結果ですが，これはQの値を今度は1Hzのところで決めまして，coda
すが，こういうアメリカの中部では非常にhigh

Qそのものをp1otしたわけでQで，Rockyを越えると途端に落ちまして，

Utahあたりでは400，500．それがNevadaに行くと200，300になり，Califomiaに行くと，
これでは出ていませんが，100よりも小さくなることがあります．東の方に行きましても，これはAppa1achianのseismicregionで，そんなに小さくなりませんが，800とか700になる．

これをseismicityと言うか，tectonicactivityと言うか，そういうものとQinverseとが正の相関であると．それを私が言いますと，では，ここ，Texasはなぜこんなに小さくなっているのかと言われたわけですが，実はTexasには隠れた断層がありまして，地震とは関係

一41一

国立防災科学技術センター研究速報

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図11

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Mexico，これが全体に南に滑っているわけです．そのために割れ目ができているわけです．次のs1ide（図11）でその割れ目の状況を示しますと，こういうものがありまして…

このGrowth

Fau1tというのは，ちょうどいまのlow．

Qと言うか，Q

inverseの大きいところに対応しております．私としては，こういうfractureがQを小さくし，Qinverseを大きくしていると思います．

一42一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木■ド・鵜川・小原

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図12JinandAki（1988）より

次に今度は中国へ参りまして，これ（図12）はJinAnshuの主な仕事なんですが，観測点が中国にはかなり広い地域にわたってありまして，その観測点のごく近傍の地震を選びまして・そういうことによってわ）に1ocalなところのcodaQ

inverse，coda

Qを求めることができます．これがdataですが，次のs1ide（図13）で実際に求めたQc．

これも大体1Hzの値で，それを求めるについては大体100秒ぐらいまでの時問のcodaを使っている．つまり，100秒ぐらいまでを使いますと，50秒で行って50秒で帰ってくるというところを考えます．S波と考えますと，大体150㎞ぐらいの範囲の平均のQをあらわしていると思うわけですが，各観測点にこういう求めましたQの値をp1otしてにらんでみますと，かなりsystematicであ），かつかなりsmoothに変わっておりまして，contourが引けます．

contourを引いてみますと，たと之ばここが200，400，600，ここが非常に高いところ．Tibetの方に行きますと，非常に小さくなって100ぐらいになって，Ca1ifomiaと同じぐらいになります．

ここが非常におもしろいと思うんですが，ここに非常にhigh

こっいっふっにかかざるを得ない．その隣に非常に1ow

Q，

1，OOOぐらいのものを

Qのものをかかざるを得ない．これは，こういうQの測定はかなりreso1utionがいいわけで，これを時間のwindowを長くしま

一43一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

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図13JinandAki（1988）より
すと，こういうreSo1utionをとれないので，アメリカの場合には非常にこれが長かったので，かなりのっぺらぽうのものが出てきたんですが，中国の場合には細かいContourが引けます．中国の場合には地震の観測の歴史が長いので，これを直接過去の地震と比べることができます（図14）．

そうしますと，1700年以前に起こったmagnitude8以上の地震がこの白丸で，magnitude
8と7の間が小さい白丸．十字をつけたのが1700年以後の最近の地震です．中国，場所によってdataの歴史が違いますが，この北京のあた一）は2000年ぐらいまでいくとか，この辺が1000年ぐらい．Tibetの方に行くともう100年もないということですが，ここでわかりますように，highQのところには地震が全然ないんです．で，1ow

Qのところには地震がゴタゴタ起

こっている．おもしろいことは，いまこの東北中国で一番活動の激しいのが渤海湾を中心にしたあたりなんですが，このあたりは200というかなり低いQの値になっている．
ところが，この白丸でかきましたのが1700年以前の地震で，このことは中一国ではよく知られているのですが，ここ数100年の問に大地震の起こる領域がどうも東の方へ数100㎞動いた

一44一

安芸敬一・教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原らしいと言われています．この古い地震の起こったところを見ますと，Qがやや高めになっています．200と400の問とか400ぐらいのところがあります．何となく，ひょっとして昔地震の起こったところがいまでは，300年もたつともう固まってしまってQが高くなっているのではないか．昔はここは地震がなかったんですから，昔はここはhighQだったかもしれなくて，いまは活動が激しいので1ow

Qになっている．

そういう昔のことをいまから調べるわけにいかないんですが，一つNutt1iという人が開発しました方法で地震のintensityのmapを使って，震度のmapを使ってQを推定するということをやってみます．アメリカで開発した方法なんですが，それをそのまま中国に当てはめてやってみるとどうなるか．その結果，古い地震，たぷんこの地震だと思いますが，この地震とこの地震とを比ぺてみたわけです．この地震，いまはlow
震，いまはhigh

Qのところにある．昔はどうであったか．

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図14

JinandAki（1988）より

一45一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

これ（図15）を見ますと，これがいまはhighQのところですが，非常に早く減衰しているように見えます．Nutt1iの公式を使うと，この地震が起こったときのQは200幾らであると．

現在のcodaのQから出しますと，390幾らと．Qは，昔は小さかったが，いまは高くなっている．

この場合（図16）は，いまはQが低いんですが，いまはQが218ぐらいなんですが，この震度分布を見ますと，この減衰はかなりゆっくりでして，これからQを推定すると570とか．ですから，大地震がmigrateすると同時に，地殻の状態をあらわすcoda
ないか．ですから，ここにcoda

Qも変わったのでは

Qとseismicityとの関係を一つのdataとしてお見せするわ

けです．

次に，これはきょうつくったs1ideですが，日本の活断層研究会でまとめられた活断層の図（図17）をこちらにお見せして，向こうにcoda

た干場さん後藤さんによるQ

Q（図18）．これも，つい最近見せていただいinverseの2ないし4Hzの値ですが，これで見ますと，Q

inverseが日本の真ん中で非常に大きくなっています．それと，この図（図17）を見ますと，やはりこの辺が一番断層の密度が多いように見えます．こういうところは断層があまりmapされてないようですが，Q

inverseも小さいようです．この辺も小さい．

もう一つのparameterで，これはQものですが，slope，Qinverseそのものを2ないし4Hzのところで示した

inverseと周波数との関係をベキ関数であらわして，そのベキの数を見せた図が、次の図（図19）です．

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図17

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第80号

1989年2〔iO

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図18千場，後藤（1988）より
これは，たとえばもしこれが0．5だとしますと，Qは周波数のO．5乗．つまり，square

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で変わる．1だと，Qが周波数に比例するようになります．これらを並べてみますと，非常に関係が強いように見えます．この辺が非常に大きな値．ここら辺も大きくなっています．
こういうところが小さくて，ここが小さくて，ここら辺が小さいと．そうすると，断層のmapを見ますと，何か非常によく対応しているように見えます．

このs1opeの物理的な意味なんですが，PAGEOPHに出しました1985年の論文で，Wu＆Akiという論文がありまして，そこでこのs1opeをQがscatteri㎎1ossによるという仮定のもとに調べた結果ですと，このslopeが大きいほど長いと言うか，大きいscaleの不均質が存在する．つまり，peakが低周波（といっても1秒程度ですから波長にして数㎞）の方で出て一48一

安芸敬一・教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

くるわけで，heterogeneity，不均質の波長の長いのが卓越していることになります．fractal

dimensionというような言葉を使いますと，それはfractaldimensionが小さいように対応します．そういう不均質の，波長の長いやつが卓越しているようなところが，こういう断層のたくさんあるところに当たっているようです．ここにまた一つの例として，こういう地震断層とQとの関係があるのではないか．

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図19干場，後藤（1988）より

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145

第80号

国立防災科学技術センター研究速報

1989年2H

以上のことをまとめて一つproposition（図20）ですが，coda

activityと正の相関である．codaのQ

Qの空問的な変動はseismic

inverseは，大体において地震とか地震断層によってつくられた破壊面で波のenergyが吸収されたり，SCatterされたりして，地震波が減衰していく．そういう大きさをあらわすのではないか．これが∵つのpropositionなわけです．

こういうpropositionを4つ，きょうのlectureでやりますが，これは空問的なQの変化．

migrati㎝のところには多少時問的な変化も入ってきておりましたが，大体空問的に見た場
合．時間的に見た場合にどうなるか．これは，地震予知ともつながる問題で，私どもも非常に興味を持っている問題でありますが，この時問的変化は非常に複雑であります．最近佐藤さんが大変広範なreVieWをなさいまして，いろいろ批半1」されていますが，過去のいろいろ報
告されている例は非常に不満なところが多いと．

たとえば，見かけ上このcodaQが変わったように見える場合，それがあるいは発震機構が変わったせいではないか．それから，Sing1e

SCatteringという仮定をしておりますが，もしmu1tip1escatteringがあると，timewindowをどう選ぶかによってQが変わってきます．おしまいの方を選、；ごと，Qが高くなるという傾向があります．そのwindowをちゃんと決めな

いのもいけない．それから，時間的に見ていくときにQを決める材料として使う地震の震源
が，SyStematiCに変わっているかもしれない．深さも変わっているかもしれないし，場所も変わっているかもしれない．こういう影響がQの変化として出てきているのかもしれない．
ある種の翻則点では，たとえば断層帯の中にあるような翻則点ではかなり長周期のところになりますと，断層のやわらかいところにtrapされたようなmodeが出てきて，それがcodaに貢献することがあります．そういうような場合には，観測点のchoiceによってQが変わってきたように見えるかもしれない．それから，attenuati㎝と思って解釈しているけれども，codaのenvelopeにはscatteringのexcitationのlevelが変わったときに変わる可能性もあThe

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安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原り，簡単にattenuationが変わったとは思えない場合もある．

また，報告されているQの変化の模様ですが，それも非常にまちまちであって，地震によって全然変わらない場合もある．ある場合には，これはHaicheng地震とかTangshan地震
ですが，codaのQ

inverseは地震の前にふえていて地震の後に減っているのに，P波のQ

inverseは逆に地震の後にふえている．そういうようなことは非常に矛盾していて，どうもおかしい．
あまり信頼できるものがないという批判が出ておりますが，確かにその通りで，この次に，そういうtypicalな例をお目にかけます．

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1989年2月

第80号

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安芸敬 ・教授講演速記録

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図21C Gusev and Lemzikov（1985） より

一53一

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国立防災科学技術センター研究速幸良

第80号

1989年2月

まず，これ（図21）がた一；ごん出版されたものとしては初めてだと思いますが，これはGusev＆

Lemzikovという論1文でKamchatkaとKuri1e，干島とKamchatkaのあたりですが，

magnitude8ぐらいの地震があって，そのあたりに起こるノ」・さな地震のcodaのdecay

rate，codaの減衰する割合をあるparameterであらわして，それを時間の関数としてp1otしたものですが，このparameterは下に行くほど急な減衰をあらわします．ですから，これをQというふうにしますと，たとえばこの点はQ

inverseinverseがふえている．減衰がふえている．そのふえる期間がまた非常にばらついていますが，観測点がかな

平均値をとりますと，地震の前1年とか2年の問Q）ばらついていますが，そのinverseがふえるようである．この形は何か昔のVp／Vsみたいな感じであります．
このcodaQ

inverseが地震の前にふえるというのが，HaichengでもTangshanでも見られている．こういう初期のcoda

Qの変化が報告されたときには，たいがいそういう例であったわけです．それで，かなり楽観的な感じになっていたんですが．

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Aki（1988）より

一54一

1987

1988

安芸敬一教授講演速言d録一佐藤・木ド・鵜川・小原

これ（図22）は，先ほどのいろいろなcriticismがあると言いましたが，そういう批判をす

べて考えに入れまして，timewindowもしっかりと決め，地震の観測点もかなり注意して選
び，地震も注意して選んで，発震機構の変化などもあまり顕著なものはなく，震源の分布も震源の深さによる影響もない．そういうようなことをちゃんと確かめた結果，出しているものですが，これ，地震はNorth

PalmSpri㎎sで南Ca1ifomiaの鰍則網の真ん中に起こったような地震で，dataは非常に豊富でありました．全部digita1で解析もやりやすくなっております．

これは，周波数1．5Hz，3Hz，6Hz，12HzについてQ

inverseをたしか20ないし30，ど

ちらか忘れましたが，dataについて平均したものを，その平均のdataの使った地震の発震時の平均値みたいなところにp1otしてあります．これが本震の起こった時問で，地震の大きさは5．8とかそんなものです．time

windowとして15秒ないし40秒というのをとりますと，あまり変化しておりません．また，多少上向きの変化が短周期の方で見えますが，あまり大きな

変化はしておらず，大きい目で見ると言いますか，この場合にはSCattererのVo1umeとしてかなり広いものを考えているわけですが，そういうところでは平均してしまうとあまり出な
いが，10秒ないし20秒というかなり短いところに詰めますと，しかも，この場合にはすぺて

codaとしてはS波の到達時問の2倍より後を選んでおりますので，たとえばこの10秒ないし20秒という地震を選ぷときには，この地震は必ずS

arriva1timeが5秒以下のものになってお一）ます．ですから，S−Pにしてたぷん3秒とかあるいはそれより小さい．
そういうふうに注意をしまして，やっておりますので，こういう，いろいろ批判されていることによる影響はないと思うんですが，何かprecursorが出ているように見えます．それがちょうどGusev＆Lemzikovと同じように，Q

inverseが地震の前に何か大きくなっている．

周波数の低いほど大きくなるpeakが早くあらわれているように見えて，あるいは周波数の低いものは大きなcrackに関係してくると思いますが，大きいcrackの方が小さいstressでも反応しやすいのかもしれません．何となく，これは本当にあったのではないかという例でして，この場合にはQ

inverseが地震の前にふえているように見えます．

いまの二つの例はいいんですが，もう一ついい例は今度そちらでお見せします．これは地震ではないんですが、Mt．St．He1ensに観測網を置いておりましたときに，ある小規模の爆発が起こりました．その前と後の微小地震の記録を見てみますと，翻則点は火口の中に置きました（図23）．地震は，非常にその近くに起こっている地震で，一つ一つ比べても同じように見えるんですが，はっきり見せるために大体同じ大きさの地震を選んで，それを1Oばかり
stackしたもの，これ（図24）は爆発の前の記録と爆発の後です．

これはFeh1erの結果ですが，これを見ますと一目瞭然．噴火の前にはQ

inverseが大きく，非常に早く減衰している．それが，噴火の後には緩やかになっている．

この場合，Feh1erはb−va1ueを求めておりましたが，このQ

一55一

inverseが大きいときにはb国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月も大きかった．Qinverseが小さくなったときにbが小さくなった．これは，実はHaicheng，Ta㎎shanの場合と逆になっておりまして，Tangshanの場合にはb−va1ueは地震の前に小さくなっておりまして、そのときにcodaQinverseは大きくなった．

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さて，それでいろいろ複雑なことになってくるわけですが，こちらのこの場合（図25）はMammothLakesというCalifomiaとNevadaの境ぐらいですが，histogram，Qinverseの頻度曲線みたいなものをかいたものですが，白に抜けているのは地震の前，黒が地震の後です．これを見ますと，地震の前にQ

inverseの大きい値がたくさん出ています．地震の後にはQinverseが小さくなっている．これは，Haicheng，Tangshan，Gusev，いまのSt．He1ensに似ているわけです．これはMammoth

Lakesのあたりで，あるcalderaの中なんですが，地震はcalderaの外で起こったんですが，そのcalderaの中で見ているとこういうことが見える．あと3枚ぐらい同じような図がありますが，次，どうぞ．

一56一

安芸敬一教授講演速記録

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Tottingham（1987）より

一57一

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

ユ989年2月

これ（図26）もそういうca1deraの中と同じような感じで，前の方がQ

inverseが大きい．

ところが，震源に近いところの観測点で見ますと，逆になっていまして（図27），前の方がQ

inverseが小さくて，後で大きくなっている．
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一58一

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安芸敬一一教授講演速記録

佐藤・木■ド・鵜川・小原

これ（図28）もたしか同じようで，周波数により，場所により，Qた

inverseはふえた1）減っ），何か非常に複雑なことをしているようである．ですから，時問的な変化の方は空間的な変化と比ぺるとQは非常に複雑である．

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Peng，Aki，Lee，Chouet，Johnson，Marks，Newberry，Ryal1，Stewart

Tottingham（1987）より

一59一

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

ここで，一つの新しいと言うか，codaのQ，codaの減衰を最近佐藤さんがfracta1的に見て議論されているわけですが，その議論によりますと，仮にcodaのmode1としてscatterer
あるいはabsorberがfracta1的に離散的に分布しているものだとします．そうしますと，geometri−ca1spreadingとさっきも言いましたが，普通だと実体波は距離の逆数に比例して減るんですが，fracta1の場合にはその逆数のベキが1でなくて変わってくる．energyの場合に普通のbodywaveだと距離の2乗に逆比例するわけですが，fracta1的な要素があると3乗に逆比例したりしてくる．

このことを私，大変興味あると思いますのは，地震の予知現象と言いますか，seismicity

precur−sorの中に，近ごろ特にKeilis−BorokとかUSSRの連中が非常にconvincingに示していると思うんですが，CluSteringということがあります．たとえばquieSCenCeというのはC1uSteringの一つだろうと思います．そ・れから，SWarmとか，余震が非常に集中して起こるとか，たとえば岩石破壊で本震の前にAEがloca1izationするとか，そういうふうに何か破壌と言うか，
fractureと言いますか，そういうものが集中してくると．そういう状態は，fractal

distribution

で言えばfracta1dimensionが小さくなることで，そういう場合に佐藤さんの理論で見かけ上

Qinverseが大きくなる．それはexponentia1に大きくなるexponentia1effectではなくて，ベキ関数的なeffectである．それをいままでわれわれは気がつかなかったわけですが，そのmode1はcoda

precursorをほかの現象と非常に結びつけやすくなります．

そこで，ここにごらんにいれましたのは（図29），佃さんが烏取の三朝地震でcoda

Qを一生懸命調べまして，それを時問の関数としてあらわしました．ここに地震が起こった．これを見ていますと，非常にはっきりとこういうquieSCenCeがあらわれた時期があるんだそうです．この時期は76年から80年までですが，このquiescenceの時期にちょうどQ
くなっています．これは，proposition

inverseが大No．1（図20）で私が言っておりますseismicityとQ

inverseの逆です．空問的に見たときには，Qinverseが大きいとseismicityは大きくなった
わけです．ところが，ここでは非常にみごとにQ

inverseがふえたときにquiescenceになっています．

proposition

No．1（図20）で地理的に見たときには，われわれはたぷんexp㎝entia1にdecay

するattenuation的なものを見ていた．しかし，ここで見ているのはひょっとするとfractal
dimensi㎝の変化とc1usteringc1usteringによる影響もかなりlocalに変わっている．そういうものを見ているんではないか．そういうふうに見ますと，一見spatia1variationとは矛盾することですが，そういう意味で説明できる．

もう］つ，ここで非常にきれいに出ている結果（図30）なんですが，井元さんがb−va1ueを

この地震で決めておられます．井元さんの方法は，b−va1ueを決めるのに非常に時間，空問，

適当なsmoothnessを保たせながら決められているわけですが，この場所，つまり三朝地震の起こったところのb−valueをやりますと，この地震の前にbが大きくなっています．これ一60一

安芸敬一教授講演速言ビ録一佐藤・木ド・鵜川・小原

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一61一

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国立防災科学技術センター研究速報

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1989年2月

第80号

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井元（1988）より

は，普通b−va1ueというのは地震の前に小さくなると言われているわけですが，b−va1ueが大きくなっている．このb−va1ueが大きくなっている時期はまさにquiescenceの時期で，その時期はQ

inverseが大きくなっている．つまり，その時期にはfracta1dimensionが小さかった．つまり，dimensionが小さいとbは大きくなり，Qinverseが大きくなる．

これは私自身のideaで，前にfracta1dim㎝si㎝とbとを関係つけたことがあるんですが，それとは矛盾しますけれども，たとえば平田さんがAEのlaboratoryの実験で出されておる

結果によりますと，fractaldimensionが小さくなるとbは大きくなる．それとこれは合いま
す．

一62一

安芸敬…教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

こういう要素を入れますと，codaQ

inverseというのは非常に複雑な量であって，c1usteringというのは，結局fractureが存在していて，それがどういうふうに分布するかということですが，そのclusteringが起こればfractureの集中したところと集中しないところが出てきて，集中しているところではabsorptionみたいなのがふえるでしょうし，集中してないとこ

ろはabsorptionみたいのが減るでしょうし，ですから，Qinverseがふえたり減ったリする
いろいろなことが起こっていいかもしれない．
ということで，proposition

No．2（図31）．つまり，spatia1variationと比べましても，tempora1

variationはseismicityとは関係しているけれども，関係は非常に複雑である．fracta1dimensi㎝

みたいなものが変われば，それに応じてabsorptionみたいなものが変わるわけですが，それだけではなくて，c1usteringということが起こると，geometricalspreadingの方が変わりまして・見かけ上のcoda

Qする．つまり，highinverseがquiescenceに対応する可能性がある．

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inverseが初めの方を見ていると，negativeにse1smidtyとcore1ate

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月30−60Sec（1．5Hlz）
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一64一

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安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木■ド・鵜川・小原

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図33

一65一

118

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

これ（図32，33）は，Califomiaの2，3年前のある時期のcoda
Califomiaで調べて，これが1．5HzのところでtimeQ

inverseをC㎝tra1

window30ないし60秒というところで見ているんですが，これがSanAndreas断層で，これがかの有名なParkfieldというところ
で，ここのCoalingaというところにも地震がありまして，Parkfield，この辺で地震を待っているわけです．ここはGeisers

C1ear

Lake

Areaと言いまして，これはGeotherma1area

で，ここは非常にもう破砕されておりまして，Q

inverseの大きいところです．これは，unitは10−3だと思いますが，そのunitでQinverseがここで8から13とか9から11とか！4から17という値になって，これが大体その辺の広い，そのあたりの平均値みたいなんですが，これのtime

windowを短くしますと，何か異常なことが出てきます．先ほどの考えでは，time

window

を短くして，これで20秒ないし45秒ですが，もしもこれが非常に大きくなればlocalなc1usteringの影響が出てくるかもしれない．

これを見ますと，Parkfieldの辺はあんまりwindowの大きいやつと違わないんですが，ここもそんなに違わないんですが，このあたり，Morgan

Hi11というのがこの辺で，ここが！983

年ころにmagnitude6ぐらいの地震があって，このdataはその地震の後なのですが，local
なQ

inverseが非常に大きくなっている．これと比ぺて異常に大きいので，そうすると，こ

こで何かc1usteringが起こっているのかもしれない．ひょっとすると，Parkfieldでみんな地震を待っているけれども，むしろこの南で起こらないで北の端で起こるのではないかというようなことに，こういう図を使えるんではないか．つまり，Qinverseのmapをつくってそれを見ていれば，次にどこに地震が起こるか．いつではなくて，次にどこに起こるかというようなことがわかると言ってはなんですが，そういうことと比べていったらおもしろいのではないかと思います．

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一66一

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D．

図34

D．

安芸敬一一教授講演速記録一佐藤・木ド・鵜川・小原

これ（図34）が第3番目のpropositionですが，clusteringというのはいろいろなprecursor

phenomenaを起こし得ると．これは，Keilis−Borokの言っているswarmとか，burstといっのはburst

ofaftershocksと言いまして，本震の前にそれよりノ」・さな地震が起こって，その地震に伴う余震が非常に多い．そういうのをburstと言うんですか，一種のclusteringだろうと思います．quiescenceというのはいろいろな人が調ぺていますが，往々にしてあるmagnitude

以上に起こります．threshhold

magnitudeの決め方でquiescenceのpattemは非常に変わる

んですが，quiescenceがあるmagnitude以上に起こるということは，もしもb−va1ueをそれよりも小さい地震と一緒に調べていれば，b−va1ueはhighb−va1ueになるはずです．ですから，quiescenceということとhighb−valueということとは同じ場合もあり得ます．で，highb−valueはhighQinverseではないかというのがfracta1的に見たQの変化の解釈．

clusteringの増加はfracta1dimensionの減少を意味する．それで，c1usteringが起こった

ときにちょうどfractureがなくなったところをcodaがsampleしていますと，Qは高くなる

かもしれませんが，そういうことがないと仮にすれば，codaQinverseはb−valueと正の相関になり，dimensionとは負の棚関になる．

これから，こういうふうな目でいろいろなseismicityとかcodaQを見ていきたいと思うんですが，一体物理的な基礎，fractureというものがcodaのscatteri㎎も影響するし，いろんなprecursoryなclusteringにも関係してくるわけですが，いままで地震学でいろいろと地震のmechanismとか調べてきているわけですけれども，そういう点から見てもう少しこういう関係の物理的な基礎がわかればいいわけです．それで，まず地震の断層というものをどういうふうに考えてきているか．その地震の断層に働く摩擦の力とその変位の関係とか，いろいろなmodelが出ておりますが，そういうmode1から見たときにcodaのscatteringで見ているfractureというのは，どういう点に位置しているか．次に幾つかs1ideでお見せしたいと思います．

まず，典型的なslipweakeni㎎というようなfricti㎝，摩擦の法則で，たとえば非常に簡単な考えですが，こちらが断層で，ここが断層の先端で，こちら側はまだ壊れていないとこ
ろだとします（図35）．そうすると，この遠くの方では初期のstressσはzero．この断層のtipに来ますと，StreSS

ConCentrationが起こりますから，これは大きくなります．ここにある有限な非弾性変形の領域をつくりますと，これは無限にふえないで，あるところからこう下がります．断層面の中では，これがdynamicfriction1eve1ですか，ある値に落ちるわけです．
こういうふうにstressが落ちる問に，s1ipが少しずつすでに起こっているわけです．このslipが起こる起こり方，非弾性的な変形が起こっているところにおけるS1ipとstreSSの関係
をここにかいてあります．これがstressでこれがslipでこういう法則に従って，これはs1ip
weakening，stressが，s1ipが増加するとともに弱くなる．これが地震のようなinstabilityを生ずるわけですが，この面積がいわゆるGriffithのenergy，単位面積当たりの断層面をつく

一67一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

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このような形のstress

s1ip関係というのは，いろいろな人がいろいろな地震のmode1に使っています．たとえばPapageorgiouと私は強震動の解釈に特にfmaxという，断層が発生し得る最高の周波数というようなことの解釈に使っていますし，W．Stuartという人はこういうmodelを使って，recurr㎝ce

behaviorを出したリしています．断層の上で地震が何回も起こってくる現象をsimulateしたりしています．このmode1の一番もとになるのは，この
非弾一性的な領域，あるいはこれをbreakdown

zoneなどという言葉で言ったり，cohesivezoneと言ったりしています．最近はbreakdown

z㎝eという言葉が一番はやっていますが，この大きさが一体どのくらいのものであるか．それから，このbreakdownzoneが本当に壊れ切るまでに必要なslipをcritical

weakeni㎎s1ip，このDと言いますが，これがどういうもので

一68一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木F・鵜川・・」・原

あるか．

いろいろな室内実験が行われておりまして，このDがたプ；ごん断層面の粗さと言いますか，roughnessに関係するのではないか．このcriticals1ipとbreakdownzoneの大きさとは非常に関係がありまして，ここでもわかりますが，結局これは非弾性ひずみがこの中で生じているわけで，大雑把に言いますと，これが大体1，000対1といった感じになっています．D
は，この量，この長さとこのslipの大きさとの比は1／1，O00．いろいろな鰍則から，この大きさがどういうものであるかということがこれまでにも出てきているわけですが，次のslide（図36）をお見せしますと…

．

これがさっきのfmaxというやつで，これは1週問前にもちょっとお話ししましたけれども（第1回講演），siteeffectをもう取り除いたという仮定のもとですが，取り除いた後にまだある周波数以上になるとこの加速度spectrumが減ることが出ています．これが大体10Hzぐらいに出てきております．このfmaxというのは，もしもsourceによるとすれば，いまのbreakdown

z㎝eの大きさを破壊の伝播速度で割ったようなものの逆数，そういった感じになります．それでやりますと，大体そのbreakdown
す．この前もちょっとお話ししましたが，このfzoneの数100mという大きさが出てきま

maxと小さい地震のcomer

frequencyとの問に何か関係があるようです．

これ（図37）は，comer

frequencyとmomentの関係が，普通のselfsimilarの場合にはこういう1対3のs1opeになるわけですが，ある程度地震が小さくなるとこれがあまり変わらなくなってcomer

frequencyが一定になる傾向がある．この傾向が，大体comerfrequency

が10Hzのときに出てくる．これは，ちょうどf

maxがselfsimilarな関係とぶつかるところであって，この二つの間に何か関係があるのではないかと前から私は思っているわけです．

その考えとしては，breakdown
震は，breakdown

zoneの大きさより小さい地震は起これない．一番小さい地

zoneの大きさ，ある与えられたfau1t

zoneについてはそういうものにな

るんではないか．その大きさがちょうどmagnitudeで大体3になるわけです．もしこういうことがあるとしたら，頻度分布，frequency

magnitudeの関係にもあらわれてくるはずで，私の結果ではそういうことがどうもあるみたいである．

これ（図38）は，Newport−Ing1ewoodというLos

Ange1esの断層の中に地中地震計を置いてあるんですが，それを使って決めたものです．どうも，このmagnitude3よりも大きい
地震で決めたs1opeによって期待されるよりも，実際に起こっている地震の数は非常に小さくなって，magnitude0ぐらいでは1／10ぐらいになっている．そのズレはmagnitude3ぐら
いから起こっているのではないか．つまり，ある与えられた断層ではこのbreakdownzoneというものの大きさがあったり，criticalなweakeningslipがあったりするために，そういっs1ipやbreakdown

zoneの大きさに対応するような地震よりも小さいものは，起こりにく

くなってくる．その断層の外には起こるわけででしょうけれども，その断層そのものには起一69一

国I1士防災科学技術センター研究速報

SAN＞↑一ωZu〇一く匝↑Ou工ωにu；◎工10

1989年2片j

第80号

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安芸敬一・教授講演速記録一佐藤・木■ド・鵜川・小原

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Frequency（Hz）

図37

こりにくくなってくる．そういうことが，こういう関係に出てくるのではないか．

これ（図39）は，ちょっと話は違うんですが，断層のtraceが簡単な直線でない．これはSan

Andreas断層ですが，ある場所ではこのように直線になっていますが，ほかの場所に行くと
こうbranchになったり，何本も平行になったりしています．これを大久保君という人がfracta1

なideaで整理してみたんですが，こういう小さな丸をscaleに使って，こういう丸で全体の断層のtraCeをCOVerしようとするわけです．もしもこの丸が非常に大きければ簡単にCOVer
できますから，丸の数は断層の長さ÷丸の直径，そういう形になります．しかし，こういう細かいのを使っていきますと，丸がたくさん要るようになりまして，丸の数に直径を掛けたものがだんだん長くなってきます．totalの丸の数×直径，つまり，こういう複雑なsub

faultsまで入れた断層のtota1な長さというものを，このscaleの関数としてp1otしてみますと，次の図（図40）になります．

これはsca1eの丸の半径をこちらにplotして，こちらに行くほど丸が小さくなっております．小さくなりますと，この断層のtota1の長さが長くなってくる．だから，この関係からfracta1

dimensi㎝みたいなものが出るわけですが，ここで興味があるのは，ある程度以上大きくなり

一71一

国立防災科学技術センター研究速報

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Aki（1987）よ72

l：24．ooO．M●・I，odo−安芸敬一一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

ますと，これが一定になって断層がただの線になります．このcritica1なところを仮にupper

fracta川mitと呼びますと，これが大体ここで1kmとか300mとか数100mの範囲になっている．だから，もしもこの割れ目のようなものが非弾性的な領域をあらわすとすると，これがbreakdownzoneの大きさに対応しているのかもしれない．こういったふうに断層を見ることによって，breakdownzoneの大きさとも結びつけることができるのではないかと．
これ（図41）は，今度はちょっと話が飛びますが，codaのQ

inverseを散乱による減衰と解釈しまして，これは佐藤さんの計算ですが，やりますと，どのような不均質が必要である

か．どういう結果が出てくるかと言いますと，こういうpeakのあるものを考えますと，大体不均質の滑らかさと言いますか，2kmぐらいのcorelation

たしかautocore1ation

distanceになってきます．これはfunctionがexponentia1な場合ですから，heterogeneityのpower

spectrumみたいなので見るとやっぱりベキ関数になりまして，大体これはheterogeneityが2㎞ぐらいのsca1eから短い方にfracta1的に分布している．短いところでは，たぶんこの辺で100mぐらいの大きさになると思います．

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図40

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Aki（1987）より

一73一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2川

同じようなことは直接言えるわけですが，ここで1HzではS波の波長は3㎞ぐらいですから，crackの場合にどういうところで一番強いbackscatteringが起こるかというようなことを考えましても，大体このpeakは数㎞といった感じに対応します．ですから，こういうQ

inverseを起こしているheterogeneityをもしcrackだとすれば，そのcrackの一番の大きいところ
では大体数㎞の大きさらしい．ですから，こちらの方を考えますと，たとえばcoda

Qの変動などを10Hzとか20Hzで見ているということは，fractureとしては，割れ目としては100mとかそこらのものを見ている．ですから，breakdown

zoneとは非常に近いところを見ている

わけです．

これ（図42）は，いま佐藤さんの理論でcodaの振幅の方も同じmode1で説明できるという話です．

さて，最後にもう一度断層の方に戻りまして，asperityとbarrierとか，そういうことにちょっと触れてみたいと思います．

これ（図43）は非常に簡単な説明なんですが，昔はfault

p1ane，断層面というのは一様にStreSSされていて，一様な力がかかっていて，地震があるとそれが一様に解放されて，一様のs1ipが起こると．しかし，それでは複雑な，特に高周波の波の発生を説明できないので，barrierというものを導入する．それはどういうことかと言いますと，slipが起こるところが眼られていて，slipが起こらない，破れないところが地震が終わった後で残される．これがbarrierの考えで，もう一つはasperityの考えですが，これは丈夫なところが滑らないで残っていて，その周りが地震の前に滑ってしまっている．で，実際に地震が起こるときには，最後にはこ

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図41Sato（1984）より

図42

一74一

Sato（1984）より

安芸敬…教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

う滑らかに壊れるんですが，こういう飛び飛びのところが壊れるので短周期の波が出てくる．

こういう，二つの極端なmodelが提出されているわけですが，このbarrierの大きさについてどんな大きさが観測されているか．
Papageorgiouと一緒にやりました仕事で，これはこの前もお話ししましたけれども，siteを補正しまして，barrier

effectinterva1を出しますと，Califomia地震についてこのような値が出てきます（図44）．これは，barrierinterva1をs1ipの関数としてあらわしています．breakdown

zoneが数100mとしますと，1，OOO対1ですから，critical

weakeni㎎slipは10㎝とか数10㎝のorderになります．そうすると，ParkfieldとかLong

Beachはすでに数10㎝のs1ipですから，criticalweakeningslipはもっと小さいものになるんだと思いますが，10㎝とかそこらだ．そうしますと，それに対応するbarrierの長さがここに数！00mになって出てきます．ということは，このような主断層を見ていると，barrierにはminimumの大きさがあって，それもやっぱり数100mではないか．barrierのminimumの大きさがbreakdownzoneの大きさと大体同じになるというのは、もっともなことではないか．

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一75一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

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図44

Aki

and

Papageorgiou（1987or1988）より

最後に，これ（図45）一はこちらに来て石田さんに聞いた話なんですが，石田さんが大竹さんと調べた非常に小さい地震を調べると，余震がわ『）に少なくて前震の方が多い．その理由として，石田さんの説明をちょっと私流に変えたんですが，大きい地震では断層面がここにあって，そこにこういう強いpatchがある．この強いpatchのうち一番弱いところが一番先に切れますから，たぷんそこにforeshockが起こる．precursory

phenomenaが起こる．foreshockも起こる．それをasperityと呼ぷんだろうと思います．

つまり，asperityというのは強いところだけれども，地震が起こったときに壌れる．ほか

一76一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木ド・鵜川・小原
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図46にももっと強いところがあって，そういうところは壊れないかもしれない．地震の後でも残っているかもしれない．そうすると，地震の後でそういうところには一層StreSSがかかりますから，aftershockのもとになるかもしれない．これは大塚さんが昔から言っている考えですが，こういう考えでいきますと，こういう大きな地震の場合には前震の起こるのは一つのasperityだけですから，全体から見るとあまりないが，余震はたくさん可能なわけです．ですから，余震の方が多い．しかし，もしasperityの大きさにminimumな大きさがあって，一番小さい地震はそれをちょっと取り囲む感じになります．そうしますと，この場合にはasperity

だけですから，これは前震をつくるけれども，余震はつくれない．こういう考えで石田さん

は，一番小さい地震の大きさからminimumなasperityの大きさを見積もられて，やはり数100mということを出しておられます．
では，最後にそういうことをまとめて，最後のproposition（図46）ですが，どうも地震現

象を支配しているのにいろんなものを何とか探そうというわけですが，その中で断層のbreak−down

zone・こういうものがどうもmajorな断層にあるんではないか．それの大きさが大体

数100mではないか．その証拠は，大きい地震のfmax，小さい地震のcomer

frequencyが大体constantになる．どうもminimumな地震があるらしい．それは，magnitude頻度分布の折れ曲がりにあらわれるらしい．それから，地図で断層をplotしたのからfractaldimension

みたいなものを考えると，どうもupperfractallimitがあって，それがbreakdownzoneになるんではないか．

一77一

国立防災科学技術センター研究速幸辰

このthreshho1dmagnitudeの学生がこういうs1ip

for

第80号

1989年2月

quiescenceと言うんですが，これはCaoという私のもと

weakeningのmodelを使って，地震，seismicityのsimu1ationをやりますと，quiescenceをつくることかできるんですが，quiescenceをつくるためにはs1ip

weakeningのcriticalなslipをある程度以上大きくしないといけない．それは，結局どういうことになるかと言いますと，ある与えられた断層についてquieSCenCeみたいなものが生ずるのはある大きさ以上であろう．それより小さいものにはあらわれないのではないか．そういうことから，quiescenceが起こるmagnitudeというのはbreakdown

zoneの大きさと関係しているのではないか．

codaのscatterを起こしているもの，仮に何かのfractureだとしますと，それの大きさは100mから数㎞である．その間の分布はどうもfractalな分布であって，その分布の仕方はseismicityの激しいところでは勾配か急になって，dimensionで言えば小さいdimensionになってくる．

最後に，asperityとかbarrierというものは数100mから数10㎞の大きさになっているが，どうもそれもある与えられた断層では下眼の大きさがあって，その下眼の大きさは余震と前震の比に影響するのではないか．

こうやって見ますと，breakdown

zoneというのはいろいろなseismicityに影響を与えている．その大きさは大体数100m．asperityとかbarrierもseismicityに影響を与えると思うんですが，その大きさが大体数100mから数10㎞．codaの波長から見ているscattererの大き

さはちょうどその間をcoverして，特にこのbreakdown

zoneを監視しているのではないか．そういうことから，codaを調べることによって地震，seismicityを調べることができるのではないか．

結論ですが，結局空聞的に見ても時問的に見ても，時問的に見ると非常に複雑ですが，地震の大きさという点から見てもcodaQinverseとseismicityとは，かなり強い関係が期待されていいのではないか．coda

Q

inverseは地震と違って本質的に時間，空間について連続な関数ですし，観測するにしても数学的に記述するにしてもはるかに扱いやすいはずです．また，codaQ

inverseはいろいろな波長で翻則できる．地震現象というのは，一番初めに申しましたように，時問と空問と大きさの複雑にからまり合ったもので，非常にむずかしいとこ

ろはそれがポツン，ポツンと点のように起こってくること．それと，こういう強い関係にあると思われるcodaQinverseは，時問，空問，波長の連続な関数として調べることができる
ので，地震現象の全体とのつながりをつけることができる可能性があるのではないか．つまり，非常に複雑な離散的な地震現象を理解するよりどころになるのではないか．そういう希望を持っているわけです．（抽手）一78一

安芸敬一一教授講演速記録一性藤・木下・鵜川・小原

質疑応答
■一＝

breakdownzoneというのは，一先生がお考えになっておられるのはstaticにつり合った状態で存在するものなんでしょうか．それとも，破壊のdynamicなprocessの中でtipの先にある．何か，いまのお話ですと，あるつり合いのもとにそういうものが存在している．

安芸1
s1ip

さっきs1ideでお見せした図（図35）はtipの前でdynamicの場含です．もともと

weakeningのfracture

criteriaというのは，staticなfrictionとの関係で出てきている

んですね．最近大久保君とかDietrichとか，dynamicの場合に比ぺまして，dynamicのああいうcrack

tipでのstressとかslipの関係として下の図のような関係を出しまして，その場

合でもfrictionの実験から出したものと合うということです．

一一：

初等的な破壊力学の本を読みますと，非弾性領域というのはもとの断層の長さに大体比例すると書かれていますね．だから，要するにもとの断層の長さに比例して塑性領域と言うか，非弾性領域がある．だから，ちょっと考えると，応力がちょっとずつ伸びてきて断層がちょっとずつ大きくなると，それに応じて非弾性領域も正比例で大きくなってくるとそういうふうに何となく思うんですけど，そういうものとは別にminimumと言うか，minimumがあるというのが何かちょっと不思議な気がするんですがね．断層が最初えらく小さければ，それはやっぱりえらく小さいので数100mということはないんじゃないでしょうか．

安芸1

だけど，この下の図（図35）ですね，この関係は断層が与えられたらuniqueに決まるものですね．だから，その断層に起こる地震の大きさにはそんなには関係しないべきですね．断層が仮に与えられたとするわけですね．
一一1

安芸：

長さもですね．

いえいえ，長さはなしで，たとえばSan

Andreas断層のある場所に行きますね．

その場所での断層面に働く力と変位の関係が仮にできるとすれば，それはそこの場所だけで決まる量じゃないんですか．断層面．だから，たとえば地震が100㎞先から押し寄せてこようと，10㎞先から未ようと，1㎞先から来ようと，そこでの1oca1な物理的な関係は断層のzoneの物性で決まるんじゃないですか．大きな目で見ると，大きなcrackではこういうものは大きくなるだろうと思うんです．と言いますのは，さっき言ったbarrierintervalとslipとが比例しているんですね．loca1stressdropと言ってbarrierの中で起こるstress

dropは大体

barrierの大きさに関係なく一定になってきている．ということは，長くなればなるほどこういうs1ipが小さくなる．

だけど，大きいslipが起こるところと小さいslipが起こるところは，たとえばSan
断層では違うんですね。ある場所は1Om

Andreass1ipが起こる．ある場所は数10㎝しかslipしない．そういう場所で，だから，こういうものが違っているんじゃないですか．たくさんslipするところでは2Gというやつが大きいとか．だけど，そこの関係はまだはっきりしていません．

なせある場所で1Om

s1ipして，ほかの場所では数10cmか．

一79一

国立防災科学技術センター研究速報

一一：

第80号

ユ989年2月

それは，地殻の初期応力が10倍ということではないんですか．それとは別でしょうか．その物性とは別に．

安芸1

同じ断層ですからね．San

一一：でも，場所は違うんでしょう．ほぽひとかたまりと考えられるような．

そのbreakdown

Andreas断層．

大体，

z㎝eというのがワーツと割れて本物の断層になったら，いままで非弾性的なものはもう完壁な弾性にまた戻ると，そういうふうに考えてよろしいんですか．さっきとはちょっと違う質問ですが．

安芸：

いや，こういうものはもうほぽpermanentにあるんだろうと思います．healingということはあるかもしれませんけれども，ほとんどあまり強い影響はないんじゃないですか．

一一二

そうすると，地球の歴史とともに非弾性領域はどんどん大きくなる．

安芸1

ええ，そうなると思っています．たとえば，火山の断層というのは何か違うように思います．constantcomer

frequencyということをちょっと言いましたけど，普通の地震帯では非常にしばしば見られるんですが，火山地帯ではCOnStant

Comerは観測されないようです．つまり，幾らでも小さくなり得るんです．火山の岩はfreshですから，まだ断層帯というものにまで成長してないんだろうと思うわけですね．Sanと，いろいろstepがあったり，pressure

ridgeとかsag

Andreas断層なんかに行きます

pondとかいろいろ地形が変化していますね．ああいうのは，もう永久的に存在しているわけです．たとえば断層branchとか，
そういうものがこういうものの実際の原因じゃないかと思うんです．物性的なものと言うよ）は，そういう大きな目で見たものが．だから，何100mというようなscaleで出てきている

んじゃないか．実験室では測れない量じゃないかと思います．
一一＝

coda

Qの時問変化はわりに複雑だとおっしゃったのは…

安芸1

そうなんですよね．地震がなくてもcoda

それから，余震のときにcoda．

Qが変化しているという例があります．

Qが減るのかと言えば，ふえる場合もあるし，減る場合もある

わけです．だけど，それもc1usteri㎎ということが実際に起こっていれば，場所によってfractureが減っているところもあるし，ふえているところもあるんです．そういうことで，どういうふうに観測しているかによってQが減った「）ふえたりするんではないか．だけど，そういうことを考えに入れないと，たぷんそのQ

inverseが地震の前にふえるというのは，c1usteringということでより一般に翻則されていいんじゃないかと思いますね．

それが，さっき言いましたQ

inverseが地震の前に大きく増えるということは，観測としてはその方が多いわけですね．非常にそういうことに注意してはかれば，そういうものが出てくるのではないか．それは，quiescenceと関係し，たぷんb−va1ueがふえることと関係し
てくる．

一一1

ソ連のあの結果で増えたり減ったり，どちらに変化するかはわからないんだけれ

ども，大きな地震の前には不安定になる点は共通しているんじゃないでしょうか．つまり，

一80一安芸敬・教授講演速記録一佐藤・木ド・鵜川・小原

ふだんはわりに安定しているんだが，大きい地震の前には不安定になって変動する．
fluctuation．そういうふうに思っているんだということを問接に聞いたんですが．

安芸1

そういうこともわれわれ気がついているんですけど，そういうfluctuationというのはほかにもいろいろ原因があり得るものだから，いままであまりtouchしない．

一一：

Qを人工震源を使って非常に精度よくはかる方法はないかということをいろいろ考えたんですけれども．

安芸：

この平均した結果，20とか30の地震を平均していればたいがい10％くらいの精度です．平均値の標準偏差として．

一一1

どうもありがとうございました．

一一：

breakdownzoneの大きさかいろいろなものと関係してくることは，非常に興味あると思うんですが，大きさを決めるのはいろいろな実験を見るとcritical

大きさで決まっていると言うべきで，breakdown

s1ip

weakeningのzoneの大きさが媒質固有のものじゃないというふうに考えるんですが，その辺はどのように考えておられますか．

安芸：

それはそうでしょうね．なぜ，ぽくがbreakdown

zoneの大きさを主に言うかと言いますと，そちらの方が観測にかかりやすいから．地震の方の観測ですよね．根拠はない
んですが，いままでのいろいろな例を調べてみると，どうも1対1，OOOというのがでてくる．

しかし，あなたがおっしゃるとおりですよ，critical

weakeni㎎s1ipの方が基本的な物理量だと思います．

一一：

媒質の不均質さというのが，ある領域で3次元的に一様に不均質な場合，つまり

特別弱い主断層というのがない場合と，主断層がもう非常に圧倒的に弱くて，周りの方がほ

とんど中にたまっている場合とでだいぶ今のいろんなのが変わってくると思うのです
が，…

．

安芸：

たとえばSanAndreas断層は面．日本はどうですか．

一一：

日本はむしろ3次元．

安芸：

三朝はどうですか．

一一：

わからないんですけれども．でも，とにかく場所によってそういう違いは非常にあると思うんです．やっぱり，stressに対する反応の仕方が3次元的に出るところと2次元的に出るところと．

安芸1

fracta1dimensionを地震の空問分布から調べている人いるでしょう．あれ，場所によって違うでしょう．

一一1

SeiSmiCityですか．regionalな話は平田さんが東北地方やなんかを調べたけど，その中を区切ってまではやってないんですね．活断層のmapからfractaldimensionを調べる
仕事はほかにもいましたし，場所による違いみたいのは出ていますけど，長めの断層が多い
ものとか短めの断層とか．

一81一

国立防災科学技術センター研究速報

安芸1

第80号

1989年2月

いままでのclusteringのtheoryなんかも，佐藤さんのtheoryなんかは3次元的な場合でしょう．多少2次元的でも定性的には同じでしょう．どっちがふえるとか減るとか．

一一1

ここに出ている絵（図39）なんですけど，断層を丸でもって覆っていってfracta1

的な長さを示されたんですが，これは断層の長さ方向のdimensionみたいなやつで，丸で覆っていってわかるのは断層の幅の方で，逆方向を見ているような気がするんです．
安芸1

これは非常に理想化した関係ですよね．断層面が面．そこで，物性としてStreSSとs1ipの関係を考えているわけですね．だけど，ぼくの考えでは実際の地震断層というのは面じゃない．ですか，それにもかかわらずこういった関係を大体当てはめられるんじゃないか．
もしも当てはめたときに，ここに出てくるDという，breakdown

zoneの大きさが大体micro．

scopicなzoneの幅と同じになるんじゃないかと思うんです．
一一：

小断層に枝分かれしていると，考えていいわけですね．

安芸1

よく，断層が起こっている場所に行きますと，こういうふうに見えることがあります．断層が凸凹しています．この幅が大体s1ipの数分の1とか何分の1と言うんですね．
たとえば，これが30㎝動くとこちらが数㎝とか10㎝とか，そのくらいの凸凹があるわけです．

この凸凹がroughnessで，これがこのDとcomparableな量だと思うんです．weakeningslip．

1aboratoryでこういう研究をなさっておられる方がありますが，それと別にこういうDをつくるのには，よくわからないんだけど，こういうギザギザになるのはあるStrainがかかるわ
けでしょう．そのstrainというのは，た一おん10■3ぐらいだろうと思うわけです．10■3よりは大きくならないだろう．10−3の領域は何かと言ったら，これがこうつくるのはたぶん103Dじゃないか．

それを見ると，たとえばこれが1O㎝ならば104㎝で100mですか．100mぐらいの範囲は何か壊れているんじゃないか．この申はstrainが10■3よりも大きい範囲ですね．こういうroughな変位ができるためには，それだけのstrainがこの範囲になければいかん．それは，10−2にはなれないかもしれません．10−3になっている範囲が，だから，弾性的でない何か変なことが起こっている．それは，こういう丸であらわせる．こっちで見てもこっちで見ても同じで，
こういうふうに見えたときにupperfracta1limitみたいになり，こっちを見たときにはminimum
asperityみたいになるんじゃないか．

一一1

もう一つ関連するんですが，先ほどのminimummagnitudeですね．あれ，石田さんがやったやつはmagnitude2．幾つの地震で，その前震というのはそれよりも小さな地

震なんですけど，おっしゃるminimumというのはそれより小さい地震が起きるという意味ではなくて，minimumのSiZe，本震としてのSCa1e．

安芸1asperityがあったとしますね．これが最後の断層面としますね．すると，前震というのはStreSSがかかってこういうところが欠けているわけです．だから，こういう地震はノ』・さくていいわけでしょう．

一82一

安芸敬一教授講演速．1u録一佐藤・木下・鵜川・小原

一一1

すると，minimummagnitudeとおっしゃるのは本震のminimumという意味です

ね．でも，その本震と前震の区別というのはどこでつくわけですか．asperityを壊す．全体を壊す地震か，一部を壊す地震かということで区別するわけですか．

安芸：だから，asperityを壊す地震のfrictionから，つまりDが違う．あるfau1t

lawはもっとずっと小さなDだろう．だ

zoneということを決めたら，もうそれはDを決めたことになるんです．その中のasperityの中にまた起こっているような地震は，また違うfaultzone

で全く違うmechanism，grainboundaryとかそういうことで壊れているんじゃないですかね．と思うんです．つまり，こういう大きなところに起こる地震のfriction1awは，こういう小さなところに起こるfrictionlawと違うわけです．

一一：

そうすると、先ほどのminimum

magnitudeというのは，そういうmacroな地震とmiCroな地震との境目ということですか．

安芸：

そういうことですね．でなきゃ，何かstepになっているんじゃないですか．self

Similarでいくとこういうふうになるのが，これがこういう、ふ、うに飛んでいるんじゃないです

か．で，それぞれが違うmechanismで．

一一1

さっきのそのroughnessの話ですけど，中に入ればroughnessは必ず地表に比べて小さくなるというような感じはしませんか．

安芸：

そういうふうに書う人と，大きくなると言う人といます．地震のfau1t

p1aneとか震源とかは非常に正確に決めて余震の分布をつくります．そうすると，面に乗らないんです．

それから，昔深いところにあった断層が持ち上がって地表で見えるところがありますね．そ
ういうのは，深いところでductileなところにまで行っちゃうと，もう1㎞ぐらい広がるそうですね．その中問はわからないんですけれども．

一一：

広がるというのは，広がっているけれども，その断層面は平行になっているんじ

ゃないんですか．ここは平行面でなくて曲がったりしているんですか．私のは，幅があっても中に行くと平行になっているんであって，そういうふうな大局的なやつに斜行するようなものは，申に行＜と動きにくいんじゃないか．要するに，大きく滑る方向の直角方向にふくれたり何かしないといかんわけですね．地表の場合は上が空気で何もないからガサガサに動くことができるけども，中の方に行くと，大局的な動きと直角方向にふくれたりすることはものすごい抵抗を食ってや）にくいんじゃないか．

安芸：確かにそういう面もあると思います．ですが，こういう地表でこういうふうにstepが出ているところがSan

Andreas断層にあるんですよね．そういうところの地震，深いところを調べますと，stepになっていたり，場合によってはこういう変なことがbarrierと言うか，そういうようなものが地下にもあるというふうに解釈できるところがある．地表でのこういう不規則性と，地下での地震の並び方の不規則性とが相関しているという論文があります．だけど，地質の教科書にはたいがい一緒になったり，浅いところでは分かれていて，下一83一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月に行くと1枚になっている．

一一：

ちょっと話が違うんですが，codaのQが地震の前後で変わるという話なんですが，ということはS波のQも変わるということですか．

安芸1ですから，少なくとも二つあると思うんですけれどもね．一つは，fractureみた

いなのがふえたために，それで減衰がふえて，それで変わる．この場合には，S波ももちろん変わります．ですが，あまりfractureは変わらないけど，何かgeometricalなspreadingが変わって，CluSteringが起こって，あるところで固まったり，あるところでは広がったり．

そうするとgeometrica1なtermが変わるというのが佐藤さんの理論で，それだとS波の方には影響しないんです．むしろ，S波の方はQがふえるかもしれません．場合によっては．ですから，非常に複雑なことが期待されていいんじゃないかと．

一一：

私，どちらかと言うと工学的なところにいますので，強震動の予測みたいなものを非常にいまやっているわけですけども，そのときにそういうS波の，Qがたとえば変わる
ことが強震動に対して優位にきくようなものなのか．

安芸1

そういう心配はしなくていいと思います．もともと，そういうところはQは小さいですし．変化してもせいぜい20％とか，そんなものですから．よく建物が地震源でいろい

ろとQが変わるでしょう．そういうことが地殻の中で起こっているんだと思うんです．
一一：

わかりました．

一一：

またbreakdownz㎝eに戻るんですけれども，breakdownz㎝eの大きさと地震の最小のmagnitudeってありますね．あれを聞いてちょっと疑問なのは，あれはどう位置づ
けるかということです．ある範囲の領域のなかでは，breakdown

z㎝eの大きさというのは，一定のままと考えてよろしいですか．

安芸1

そういうふうに期待しているわけです．

一一：ある領域をとっても，いろいろなbreakdown

zoneがあるというふうにも考えられませんか．

安芸1

考えられると思いますね．たとえば，小さなscaleで見て，asperityの中へ入っていってみたり，大きさによって小さくなります．ある断層に沿って，breakdownzoneをどう定義するかですね．breakdownzone，一つの大きな地震を見ても断層に沿っても，s1ipは非常に違うわけですよね．あるところではs1ipが起こらなかったり，あるところではslipで大きなのがあったり，そういうのを細かく分類していったらやっぱリ場所によってそういうのが違ってくる．だけど，そういうのを一括して全体として見るとしたら，その領域ではこの断層は大体10m

s1ipするとか，そういう感じで一つ決められることもできるんでしょう

ね．

それはやっぱりどういう目的でその量を使うかということですね．

一一：

いまのSanAndreas断層のstepの話なんですが，さっきのお話だと，あれが下

一84一安上：敬・教授．講演

速．t録

佐月．奏・木ド・弟一舳1・小以

まてつなかっているらしいというお話かある／しですか，そうだとすると，たとえばVLBIな
んかて

はかって両側で何Cmとい）動きかあるというのと，どうい一）、1、づに関f系するんですか．

何か動かないような感じがするんてすか．
安芸1

ええ、この場所は動かないんですけとりますから，ここのplastic

ちょっと離れたところて，た、1；んそ■の周りはひす．みが非常に強くな

defom／ationが起二るノtじゃないかと一出、一）、してすね．て・すから，兄るとい」しよ）に動いて見．えるけど，こメしは非常に1OCalには違っていて，地虞のslipとしてはたとえばここでzeroになる．また，zeroになって山発する．だけ
ど、ちょっと離メしたところに付くと，もう一様になっちゃっている．プ1こ、；ごん，plasticdeforn1ationてそづい）のを吸収しているんLやないてすか．

おもしろい統計がありまして，そうい
んなと二ろて）stepのelementについて，その長さと幅とをいろ

断属を調ぺた人かいるんて寸よね．名前は一忘れたけとたが、二の上ξきと幅が比例閑係になる．このslopeがπだと言うこ｝かと三一亨）と，こうい，Nurが一人ク）著者でし）んです．「笑1これはど）い）復一雑なelementは幅が大きくなると長さが長くなる．だかゴ、，

これは成長するんだと言一）んてす．だんだん大きくなる．普通の考えでは、plateのこういづ

irregularityは大きな地震があったときハーノと消えちゃう．だから，これは成長するということは考えないてしょう．だけど，実際にやってみると，これは成長しているゴつしい．

二れを成長していると見るのも一つの上観的な見方てすけど，だんだん小さくなっているのかもしれません．だけど，sagpondなんというのはずい、llん大きなものがドかソとありま

すよね，SanAndreas断屑のこうい一）ところに行きますと．そういうものは，確かに断層運動か走ったときに障害物になるて

しょうね．

（揃F

一85一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木ド・鵜川・小原

第3回講演

Originof

Vo1canic

Tremor「火山性微動の起源」（校正1鵜川元雄）

火山性微動というものは，地震学の対象とする現象の中で最も複雑なものだと思います．

私も，昔から興味を持っていたんですが，あまり実際には研究しなかったんです．10年ほど
前から地熱energyの開発ということで火山や地熱地帯の地震学のことを少し始めました．それに関連して火山一性微動というものの研究を多少始めました．

この火山性微動というのはずいぶん昔からいろいろな人が調べております．普通の地震と非常に違いまして，それはいろいろな点で違いますが，spectrumが非常に違いまして，spectrumにpeakが出ます．このspectrumにpeakが出るのは非常に顕著なことですので，昔からいろいろな人が説明しようとしておられます．一昔前は大体伝統的にこのpeakはpathの影響であると．たとえば，水上先生か火山に起こる地震をA

type，Btypeと分け，Atypeは普通のtectonicな地震と大体同じものである．B

typeというのはヌラヌラした長周期の地震

で，たぶんこれはわれわれが最近1ong

eventsと呼んでいるのと同じだと思うんですが，そのB

periodtypeの地震がBtypeであるのは震源が浅いからである．浅間で見ていてそうい

う波が出るのは，震源が火口から1㎞とかそこらのところで起こるときに出るので，これは深さのせいであって別に震源が特にA

typeと違うものではないと，そういう印象を持っておられたようです．

アメリカでも，Hawaiiに非常に顕著な火山性微動が出ますが，たとえば1950年にOmerという人が論文を書いて，この火山性微動はトランプのcardを片方crampしまして，自由な方をパラパラッとやると振動します．この自由振動．特に，Hawaiiの火山は溶岩のsheetsの間に灰がはさまったままトランプのcardが重ねたような感じがしますので，そういうものの自由振動で火山性微動が起こるんではないかと．ですから，伝統的に火山性微動のspectrum
はpathの影響ではないかというのが，大ぜいの人に考えられていたことであります．

ところが，最近いろいろ精度のいい観測が出てまいりました．たとえば，Mt．St．He1ens

でMichael

Feh1erとBemardChouetとがかなり精度のいい観測をしまして，このヌラヌラ

したlo㎎periodを含んだBtypeのような地震と，普通のtect㎝icな地震と大体同じところから来ておる．そして，同じ観測点で違うものを観測する．ですから，pathとかrecordingsiteの影響ではなくて，震源自身が違うのではないか．また，Hawaiiで20年かそこらですが，非常にいい観測網でもって深いtremorの観測をしている．tremorが深いということは振幅分
布だけでなく，深いtremOrは立ち上がりが非常にはっきりしている場合がありまして，その立ち上が一）の時間から震源を決めることができます．たとえば30㎞，40㎞の深さで，非常に一87一ll11川j災科；二1手舳一七ンクー行汗究j塑榊榊川・1舳f1三川

spectrumノ）peakのは一一きりLたtremorが山ているヒいうニヒもf■i」りており圭す．て一、沐き
クパj…三粋ヒい一）ニヒは，非て、；言㌃に沫いぺ」つでもこ）い）spectrun／にpeakを打一一たものか川るク），咋地ク）地L1三ヒ違∵二spectrumク）構止はpathク）せいてはなくて、乍」1にs〔）urceク）せいではないか．
い・つ、f欣かにs（〕urceク）せいて・j．よないかヒーク）廠辻が変わ∵こいきま／．・一一〃川ど、われ圭すのは，1■1洲か

1火の・pi・（〕d・ぴ）1llて変ゴ）るメ）lIプて寸．spectrum

も変ゴプ〕ます．一一・杵それの版端な汐■」て・は，／川ゴセきん，そグ）他が1977午に桜、㌧．㌔のspectrumを洲ぺておられ圭すか、F（〕urier

spectrum

をつ（り去すと，多＜ク）peakかあゴ。わ4しまLて，そク）peak；ヅ㈹波赦の1舳1二て一箏1削1掲に並ん二いろ．二れは，Pip・ク川1ク）洲木の振重力として杖木m（）d・，high・・m（）d・とい）ふづに上W

されま寸．ニク）噴火クつ1episodeの1川に，ニク）杜乍n1（）deグ）旧波数かO．5Hzから1．3Hzまて一
次第に連続的に・変メ）ります．

二2しも、何か振幼Lているものク）巾にgasと液体か茅ゾーて，ク）液休ク川1ク）gasグ）分が〔三辛宿されて小さくなっていきますヒ，振勅放かふえるとい

〕よ

ニ

〕な

ニヒて一．；舳に一きるかもしれません．そク）鮒則に」より圭すと，椎木m（〕deか変メ■）りますときに，■111j次ノ）n1（）dcク）、I一波徴もそ4Lに上ヒ例して変わ・一ております．こ一）い…朱さク）…杉等半ヒか、そうい一）二とてはヒても、脱［リ■ザこきろニヒて）二とは、pathや地虞ク）はないク）て，S（）urCe力ご本、I1に変メ）っており，spectrun1ク）作質カごsourceによって決まってくるク）である．

図2

図1

一88一

・孝帆伽i泌1＝

録一一一f乍蛛

・木ド・桃川・・川

ニニに・州」川idピ1ツ1llて川↓せL麦すか，い」LよつにH．w．iiの沫い火11』作微動の岬則もやはり・つク）cpisodcク）巾

二少わり支す．

ニメLは，1973牛12川101119H、宇39クナ．

非常に多教の徒舳■」八ノ）［1己〃をdev（・1（）corderヒいづfilmにきた／してすが，二れかtremorノ）午リ川グ）状態てク）掠幼をLており支す．
まして，ですかゴハ

ニノ〕掠幼は，とげしまして，それのcopyをとって，人休二州、｝ヨ波放を教えますと，！0Hzぐらい一ク）．1，Iペニら↓ても人f本榊岐ク）範州内で同じ周波数て観汕Ll。■∴ノ〕作1れに仁・一．二｛支・一ているものていろいろなpathかんり丈すか。㌧，正）athクパポ粋

すか，二の舳帖1ク）分ヂrこ

1二もな（、皮源の作質をポしていると一胆、，われる．

．←jらノ）れている！＝いうの1よ，震源力㍉朱いという

一ちり支す．ニノjほかにも，ニク）辛リ幼かf．ガ。きりLておる場合か麦、るので，そういう場今に実際にム1三〃を｛ダ）支すヒ，30km，40kmヒい
二れか191時39分て・一す一1ツl
か，■リjらかに岬波放か放か変わ4Lるとい）んで苛一れ．戊いtremorか．声）り支Lて，噴火と直接関係するよ一）な伐い微

ニメしかJI≡常に多＜ノ）概川一1、、1二に人f仁い」L批三榊て1帥与48分あり

はな1く，観汕」一｛二に干る帥離は幼も才）り圭L二そ一うい一〕伐い倣幼て一はJl…一■竹に少ない概測一点だけに非常に大きく茅、つグ）訓1拠て

これは，

変わ・一

l

1沫さに川て麦いります．

lか，次ゾ〕slidピピ刈2rで19時45分．10分ばかりた一リたんです

二5，り支す．人f木7Hzぐらいに∫．刊岬か仲ぴております．

二寸■1ツlll■か一，ま■ポ丈す岬ひてまいり圭Lて，4Hz．つまり、二のように周波〕ノ〕はsourCe

二な（

二はち二りヒ与えゴ，2Lない二とてプ、ります．ニメしがS（）urCe・ff・・tて∵声・ろヒい一〕ニヒ1よ杣1二舳1倫Lていい1・）ではないかと一讐、います．仮に，では，。。。。。。

ヒL

二州11／か舳」なノ）か．なサ，二れか舳ク仙1…ヒ．連づ．いろい・ソな観測かゴ，，た一；二ん

n1agnla力L

dynanlicaHy1二μ」f系L

二いろノジニはなし・ヵ・．

図3

一89一

第80け1989年2月

国立防災科学技術センター研究速報

最近，いろいろといい翻則ができるようになりまして，私，こちらに参りまして，2，3週間の問にずいぶんいろいろな新しい情報を得ましたが，最近の大島の結果を清野さんらがまとめたの（図4）を見ますと，1986年11月15日ごろから始まりました大島の噴火で，噴火の様相と観測された微動の振幅は非常によく相関が出ており．ます．Aというのが溶岩噴泉活

動の始まったとき．Bというのがその噴泉活動がとまって断続的な噴火に移ったとき．Cが割れ目噴火が始まったところ．この断続的なところなどは，たとえば微動のある時期と噴火が行われる時期とが1対1に対応するということであります．

この種の研究でたぷん最もcomp1eteと言いますか，いろいろなdataが全部そろって詳し
く調ぺられた例が，Hawaiiの1959年のKilauea

思います．この噴火は，ちょうどJerry

Ikiの噴火と言われているものではないかと

Eatonが現地にいて非常に活躍して，1960年ごろですか，有名な論文を出しておられますが，その後30年近くたってその間に彼はそのとき集めたdataをとっておきまして，つい最近またそれをまとめてU．S．Geo1ogica1Surveyのprofessional

paperというのを，HawaiianVo1canismという2冊の非常に大きな刊行物にまとめて一つの論文を出しておられます．それに，噴火とtremor，微動との関係を非常におもしろく記述しておられます．大島の噴火との関連においてもおもしろいので，ちょっとこれを詳しくお話しします．

Kilaueaと言いますのは，盾状火山ですから，あまりはっきりpeakがあるわけじゃないんですが，ここ（図5）にsummit，頂上にca1deraがありまして，その下にmagmaのたま

C
◆
，

湖

B

三コ

N−S

欄A

A−B

溶岩噴泉活動

B−C

断続的噴火

C一

割れ目噴火

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一

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23

Fig．3．

Variationofandintermicnt

ous

tremoI＝occuπed

12・1畠

ampIi−udesofcontinuous

tremors．Th6continu−
from

the

ev6ningof

Nov．15to23h30n，Nov．19． The inter−mi enいremors occuπed fmm Nov．20
to15h15m，Nov．21．During the Ossure
eI＝uption，the9

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図4

tremorcontinuous

occurrεd．

tremorsareeach15minutes，and

amplitud6s of intermi−tent岨emors a【emaximum ones． The amplitudes of e−mors from 18h20m，Nov．21 ・o 18h00m，Nov．22are roughIy analyzed by using
StrOng mOtiOn SeiSmOgramS．

U−D
一，臼

o

conlinuous

Amplitudes

山里・中乖豊・清野・安藤（1988）より

一90一

安芸敬一・教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

りがあると考えられています．magmaは深いところからこのたま

川こ供給されまして，ここの圧力が上がりますと，今度は山頂に出ることもありますし，ほかのこっちのRift

Z㎝eの方に出ることもありますし，いろいろな出方がありますが，1959年のときにはここに昔噴火口がありまして，穴があいておりました．その穴のちょっと上，180mぐらい上のところにventをつくりまして，そこから流れ込んで，このKi1auea

Ikiという噴火口を埋めました．埋めて，lava1akeをつくりました．

このときの噴火の様子を，ここに置きました地震計がtiltmeter（図5）の役割りをしまして，このSummitの中の圧力が上がると持ち上がり，圧力が下がると下がる．そういう圧力の，ここのreservoirにsupp1yされているmagmaのmonitorをこのtiltmeterによりまして，それからここから出てくるやつをこの1akeではかった噴出量から着々と正確に記述しました。ですから，このmagmaの運動が非常に手にとるようにわかるわけですが，そのmagmaの運動と微動がどう変わっているかということが，この場合には非常にはっきり出てくるわ
けです．

〃59ε・岬朴η

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一→ε〃ブ

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図5

傾斜計のdataを詳しく調べ，magmaの出てくるのを調べてみますと，このときの噴火は1959年11月14日ごろ始まりまして，12月の終わりごろまで続いたわけですが，ここに書きましたのは（図6），この、ボツボツになっておりますのがmagmaだまりの中にあるmagmaの量であ）ます．ですから，初めのうちだんだんふえてきた．ここで，magmaだまりの中の量はガタッと減ります．減って，その分はどこに行ったかと言いますと，このKi1auea

Ikiの1ava

lakeの中に入った．ですから，この横線であらわしてありますのが，lava1akeの中にたまっているmagmaの量．それだけでは賄いきれなくなって，East

一91一

Rift

Z㎝eの方に逃げ出した

旧1γ防災科学技術センター研究速顯 第80り・1989年2り

分かここに縦線でかいてあります．こ■の「刈は1、凶6），さっき申しましたように，tiltmeter，
傾斜言十を主に使ってやっているわけてすか，この時、点て

大体1avalakeかいっは」いになります．その後，傾斜計を見てみますと，閉らかにreSerVOir白身に深いところから供給があった．その供給がどんどん、j、えていきますと，その供給によってreSerVoirの圧力か一∫、えるのて

1

しょうか，reservoirから1ava1akeに人る量も次第に、；、えてきます．

いろいろな時問におけるreservoirでのmagmaの量＝，lava

lakeのmagmaの量というものか，時問の関数としてここに，そういうti1tmeterと1ava1akeにおけるmagmaの観測から出てまいります．これを大島と比べますと，人島の噴火がたしか2×107mてすから，ちょ）どこのくらいの非常にcomparableな噴火になっております．総量として大体この2つのunitぐらいの大きさの1aVaが大島の噴火で出ております．
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図6

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Eaton，Dona1d，RichterandKrivoy（1987）より

この図（図7）はちょっと込み入ってきますので，ただ，ますこの一番下だけ見ていただ
きますと，これは時問の関数としてここが噴火が始まったころですが，微動の振幅をこの幅で示してあります．一番初期の時期に非常に微動の振幅が大きくなりまして，ちょっと減りまして，また次第にふえていく．それで、ここでとまってしまう．これと，次のこの列にポしてありますのが，そのlava1akeで翻則しておりますventから出てくる噴泉，fountainの噴出泉の高さ．ですから，噴火活動の一つのmeaSureと一冒、っていただければいいと一忠、います．ここにありますのが傾斜でありまして（図7上），刺則に傾斜するというのは，そのsummit
がdeflate，山頂がドがっていくことをあらわします．ですから，この山頂が下がりながら，

一92一安芸敬一教授講演速言ピ録一佐藤・木下・鵜川・小原

つまりreservoirのmagmaが減りながら，その減った分がこの噴泉になってKi1auea
1ava

Ikiの

lakeにたまっていき，そういうことが行われている問にこういうtremorの活動があった．

それから，噴泉活動で，1ava1akeが大体いっぱいになりまして，それでventよりも高いところまで水位が来まして，それでとまりまして，それがとまると微動の方も途端に小さくなって静かになる。これをphase1と呼んでおります．このphase1の問にKilauea

Ikiの1avalakeは完全にいっぱいになり，ventよりも上までいくわけです．上まで行きまして，今
度はそこで逆流みたいなことが起こります．逆流が起こりましてから，drainbackでまたventのところまで下がります．その次には，ある時間たちましてから，また再び噴泉が始まります．それと同時に微動も始まる．その期間に山頂は下がります．reSerVOirからmagmaが出るものですから，下がります．それがまた今度とまります．とまると，今度その山頂は逆に、ミ、くれ上がっていく．

VOLCAN1SMlN

HAWAl1NOVEM8ER1959、、トi工；ト

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図7i㎝

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■．

Eaton，Dona1d，RichterandKrivoy（1987）より

いまここにphase2と書いてありますが，こういうことがphase3から20回ぐらい繰り返されるわけです．たと之ばphase5，6（図8）と全く同じようなことが起こっているわけですが，だんだん今度はdrain

backのときにもfomtainがないときにも微動は生じております．その時期には，山頂はだんだんふくれ上がっていく．途中をskipしまして，おしまいのころになりまして（図9），大体において同じようなことが行われております．Ventからmagmaが出ていって，そのときに微動が強くなって，その問には山頂が下がり，それがstopする

一93一

国立防災科学技術センター研究速幸艮
CYCLlNCOF

48．

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RE∫ERVO1R

第80号
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1989年2りl（1LAUEA

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Eaton，Donald，Richter

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Krivoy（1987）より

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…1・h一小、m一〜㎞1㎜・岬1il・ぬ佑・｛・螂15m−16mk□w㏄o㎞一

図9

Eaton，Dona1d，Richter

一94一

and

Krivoy（1987）より㎝｝㎞舳111・8…ll㎜・

安芸敬一・教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原と，山頂がまた上がってくる一1」頂がどんどん上がっていくということは，結局下からdeep

SourCeからmagmaが供給されていると理解されているわけです．
これでもわかりますように，drainbackのときに今度微動がかなり出ております．この場合ですが（図10），この場合には何もventからは出ないんですが，何かmagmaが動いたらし
くて，そのときには微動も出ています．こういうdataを定量的にまとめてみますと，どうも微動の振幅とmagmaの流量との問に関係があるらしい．これはphase1ですから，最初にKilauea

Ikiのlava

振幅とeruption

lakeがいっぱいになる時期ですが，その時期だけをとりまして、微動のrateですから、Kilauea

Ikiに入ってくるmagmaの流量ですね．10mソh．

これを，per−secondに翻訳しますと，これの1／3，600になりまして，これはunitはこういうふうになりますので，これを大島の場合と比ぺますと，大島の場合は一番大きいときの1／3ぐらいで，この辺のphase1では大島の最高のところよりも1／10ぐらいかもしれません．大島と比ぺてその流量の方はちょっと小さいようです．

ですが，この流量とtremorの問は非常に線型のいい関係にあります．Eatonは最初この・≡日uP−ION『＾一E
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岬㎞・此一 m1山一｛1㎞｛ 1』．h㎜岬M・｛1山｛1岬1㎞仙 1州■。附1㎞｛螂1−16．C．㎞㎞汕｛d・．㎞ro…｛・㎞岬・町｛㎜・2−16．

図10Eaton，Dona1d，RichterandKrivoy

図11Eaton，Dona1d，RichterandKrivoy（1987）より（1987）より

一95一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

fountainの高さを一生懸命はかったので，それの関係も出しておるんですが，fountainの高さとの関係はかなりerraticであります．どちらの場合でも，流量でもこのfountainの高さでも最初の非常に始まりのところはちょっと乗りません．流量が少ないのに微動が非常に大きい．最初の時期においてはまだ安定したSyStemができてないのか，まだ条件が安定していないのか，通路などの条件が決まっておらないせいです力㍉一番初期の時点においてはあまりmagmaが流れないのに微動は大きくなっております．ですが，その最初の時期を除きますと，非常にいい直線に乗りまして，これは（図10）微動の振幅がある定数足すeruption

rate，そのmagmaの流量に比例しております．
この比例定数，同じ式がその後のphaseでも成り立っています（図11）．この白丸，真ん中の抜けた丸が流量と微動の振幅の関係で，黒丸がfountainの高さとの関係です．fountainの高さとの関係は，これがphase1におけるときの関係ですが，それと比べて全然変わってきておりまして，fountainの高さというのは微動とはあまり直接的な関係にないようです．しかし，流量と比ぺますと，微動の振幅はさっきと同じ式がその後のphaseでも，phase1から16まで，多少の例外はあr）ますが，非常によく合っております．ですから，何かmagmaの通路のようなものがある程度落ちついてくると，magmaの流量と微動の振幅との間に非常に素直な比例関係があるようであります．これも，先ほどの大島の場合にも，定性的でありますが，そういった関係が見れたように思います．あの関係もたぶん定量的に直せるんではな
いかと思いますが，そういう結果はまだ拝見しておりません．

なせ、問欠的に，episodicにphaseが1，2，3となるかという，この説明なんですが，結局その説明のためにgeochemistがgasを分析して，magmaに含まれている気泡とかgasの量を分析した結果と，調和的な理論だということでありますが，一番最初のphase1でこ

こからmagmaが出ます（図5参照）．そうしますと，magma全体の辺の圧力が減ります．
圧力が減りますと，degassingが促進されるわけです．gasが気泡の形でmagmaの中に入ってきますと，magma全体の密度が減ります．密度が減りますと，ここのhydrau1ic

pressure

がいままでつり合っていたものが，こちらが密度が減りますから，猛烈な勢いでpumpupすることができるわけです．そのdegassingによる，気泡がふえたことによる密度の減少で非常に多くのmagmaを吸い上げることができる．

ところが，いったんここまで出ますと，1ava1akeの中ではgasがどんどん地表に逃げていきます．gaSがなくなるものですから，magmaが重くなります．先ほど言いましたように，

pump

upはventの上まで行きまして，ventを越してしばらく上まで行きます．そういった状態で重くなったmagmaが，今度は逆流を始めます．重いものですから，どんどん逆流していく．それが平衡状態まで行ってとまるわけです．ですが，先ほど言いましたように，tiltmeterの様子から見て，このdeep

sourceから（図5）どんどんsupp1yがあるらしい．そうでないと，このSummitの隆起を説明できない．そう考えると，この深いところからはどんどん多く

一96一安芸敬・教授溝演速11d録

佐藤・木ド・鵜川・小以のgasを含んだmagmaが新しく入り込んでくる．それと同時に，熱も圧力もexcesspressure

もどんどん増加していきます．

そうしますと，gaSがふえてある圧力になりますと，またこちらの方へVentを破っていく・そのVentを破ったときに，今度はまた圧力が減ってまたgaSがプj、えて，よけいこのVent
よりも」二に行ってしまう．それがまたdegassingで重くなって戻る．もちろん，この■「かゴ，heating，gasのsupplyと熱のsupplyがあることが大．事でありますが，それが続く眼りこの間欠的な現象，CyC1iCな現象はどんどん続いていく．

実は，この大噴火が起こる直前にこの傾斜計（図5〕，実は長周期地震計を傾斜計として使っているんですが，これか（凶12）大噴火が起こった11月14日で，その前に傾斜計を、1羊しく調べますと，非常に周期的な，周期1時問程度の傾斜storm，tilt

stormと彼は呼んでおりま

すが，それが数H問非常に規貝1」正しく続いております．この時、点では，まだmagmaは全然外へ噴火しておらない状態でありますので，どういう一主、うにこれを解釈するかはむずかしいん

ですが，ひょっとすると一先ほどのCyCliCな大きな噴火、大事件としてのCyCliCなものか小規模に行われていたのではないか．ひょっとしてそれは，あるmagmaのcha㎜elのある部分てdegassingとheatingと，そういうことの組み合わせで何か問欠的な現象か，起こった．

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図12

町一．州PT．。．E伽｝i．岬、．｛M。、．㎝・』．．。一州59。岬1i。。．

Eaton，Donald，RichterandKrivoy（1987）より

一97一

旧

（防災科

■支術一ヒンター研究速・縦榊（〃

1989fF2り二れヒ，蛇近禰山さんのみつけられた大島のcyclicな傾斜（図131とf以ているのではないかと思一）んてすか，これが大体stage1，stage2という、j、うに傾斜か，あるときは山頂が持ち上かり，あるときは山頂が下かる．それか1時問ぐらいの周期で行われていて，ある時期にはそれと微動の発止とか非常に強い相関をポしている．その相関のホし方が時期とともに変わったという興昧あることかあるんですが，先ほど大きな目で見たCyCleの巾で微動も閉欠的に起こっておりました．てすから，その大きな］で見た微動とこの間欠的なtiltと，規模は違いますか，定性的には非常によく似ております．ですから，ひょっとするとこれもdegassing

とかheatingの影響てmagmaが間欠的に連動して，それが微動を起こしているというような二とかあるのかもしれません．
そ一）いづことて一，火山微動が普通の地震などと違いるのて）一つの大きな原因はmagmaが関与してはないか．その理山として，ある条作か一定の場今には非常に定量的にmagmaの流射と微動の振幅とか比例関係にある．今度はもっと小さいsca1eでs1ideでお甘せします．

SeismogramUD舳舳燃111舳11／1

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onjun．16．

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ponent seismograms（natural period is1second）arecontain time codes of1second interval、

plottedat

図13records

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福111（1988）より

一98一

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ム＝二1二炊仰一乏1i／1沽j■担

二れは■I仙∵丈は人

1一圭・1一一一f／i膝・木卜・弟、川・・川

変肚の，二の1川に私ともll・w・iiに行きまして，微動を非常にt＝一｛＝的に銚洲」したいと忠・一一て，9（〕何伽ヒいうdigitalの地皮、汁を乎ポーてい一，て、ここに、1f三／Lてい圭すか，これだけて一はないんですけれビも，いろいろいいdataをとりまLた．そのときに、まだdataはほとんど解干斤されてないので残一念なから二糀㍗を才、まりできないんですか，
二れはいま沽動しておりますPuu

Ooとい一）火山で，二のLまで行って■ドをのぞきますと，magmaか兄えます．いま，magmaはニニからは山ておりませんで，もづ少し先のノ∫に付き
支Lて、そこからtunnelを旭㍉て海へll㍉1柵1ドニおります．

ニニに地脇汕1綱を班1りまして，しはら1し圭Lたら，Jl1常におもしろい槻象が，邑こり圭

した・二れはg・・■Pi・t・）1・上見象とH・w・iiノ）舳11」所ク1人たナ・はl1乎んで・いますが，二ちる1。。g。。、i．d

eventsですか・B1㍗！地！1三てすか、ああい一・た．よ一〕なものか概汕」されるんですか，それとこク）

火11からク）そ一いているJ見象とか非．；；㌃によく牛川判て

どうい一）二とか起こ・一・ているかとIテいますと，
か，

きます．

二れか

岬1！5〕

Lからのぞいたと二ろてす

j二火のノ∫も私n身が批ったわけじゃないので茅）まりよく．；舳1できませんか，二れは非．竹に帳I−11の牡になっていて，こ二にmagmaかあります．
次にい二つ

仙を才ル1上L圭すが，一つゾ）・pi・（〕d・を述づ。t．gピこ廿二おりますか・，二れは一■一仙5／た∴人JI…一■伽1人きなb・bbl・・二1池かLか∵二きて，飛ひ一、山Lてm．gm。をまき亡，
らLていろと二■プ■二．；〕り圭一オ1．

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一99一

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安上＝敬・教授1榊打速

1一録

作牒・木卜・棚川・小｝これも一つの刎のstageですかけ刈17），この上易合には底のmagmaが企郁なくなりまして。しかし，Ventが二つあるとかで，こっちのVentからまだ残っているmagmaがこちら側のventに；充オし込んで，cascade，沌のよ）に流れ込んているところた一そ〕て1すが，、を）まりよ

くわかりません．

と㌧）い）現象か起こっているかと．亨いますと，二の噴火11f凶15〕をら↓て、みますと、だん

だんとmagmaのlevelか1二かってくるんだそづです．だ／しだんmagmaク）levelが1二かってきて，それが突然bubble，気池があらわれまして，大変な鮎ぎにな・・／たヒー巳1、うと．す二

い勢

いで二のmagmaか吸い込まれてもとへ灰っていくんだそうです．地皮計の■ノ∫を兄てみ支すと、magmaかトかってくるときからすでに振動が始まっておりまして，杖人振■岬．1は・にdrainで番肚後back，逆流が起こったときにど一）も起こるらしい．二れもgasとmagmaのinteraction

ありまして，だんだん．Lがってくるときには気泡か才）ちらこちらに沐いと二ろにてきて，全体として軽くなって持ち上かってくる．その気泡が集．まって人きなbubbleにな一、て，そク）

bubbleか披け出す．抜け出しますと，そ二に空問ができますから，Lに茅）ります巾．いgasかなくなったmagmaがj近流して下へ付く．逆流して下に行ったmagmaか励起力になって，非常に大きな共振現象をmagmaのたまりの中に起こす．それが微動ヒして観測されるのていか．そういはな）、j、うに考えております．これは地表というものと糸吉ぴつけられた場介て1二事）一一て，地表かない場合，すべてが地ドで行われている場合も考えられて，それか沐い微動ヒか

』幻、

伽互

一1缶一

図17

一101一

・｝

旧．l1（防災科

深い長周其月eVentを起こすのて

μ支干rfセンター研究速報

はないかと，そうい

第80二｝

）、三、

1989年2り）に空想しているわけです．

このよ一）に，微動の原1火1にmagmaか力学的に関与しているのではないかと思うわけです
か，で

はこの

先どづいうけ1、うに研究を逃めていくべきか．これまで！0午ばかり微動のsource

として，割れ〕の巾に液体か含まれているとき，その液体を含としてどういうf言■弓を出すか，そういんだ割れH系カざ，微動のSOurCe）二とをいろいろ調べてまいったわけてすが，なぜ害1」れ目を逮んだか．なぜ，たとえば円牛†汗州丸い入れ物を考一えなかったか．その説明をした
いと一讐、います．

」番最初に，割れHかmagmaのたまりの原閃てあるということをあまりはっきりとは■言っておられないんてすが，触れておられるのが佐々一先生の1935年の論丈てす（図18〕．1935年の論丈で，佐々先牛は阿蘇に行きまして，当時人変な仕事だったろうと一忠、うんですか，長周期の地震言十を非常に噴火］に近い，50（〕m＜）いのところに設■置します．それも一つて二つであったと、ぎ、います．その噴火のときにどういう一j、はなく，）に振動が起こるかという二とを■調

べられたわけです．そうしますと，噴火のときにいろいろな周期の波が出るんですか，たとえばこの場合にはたしか7秒周期という非常に長い周期の波が出て，その周期の波を場所に
よって比ぺてみますと，たとえばこの場所かこちら側へ向くときにはこの場所はこっちに向いている．この場所はこっちに向いている．あまり一点の数はありませんが，非常にSyStematiCに振動しています．

これの解釈について，論文の中に軽く一ど川のcrackmodelという二とかちょっと述べられているんです．あまりはっきりとは言っておられないんですが，これはた一∫；んここに噴火口の配列があります．これがこういう、；、うに配列しているということは，た一∫ごん下の方ではmagma

かこういう割れ目に沿って出てきているのではないか．もしmagmaがこの害1」れ目の中にある

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一103一

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1989年211

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安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

そういうことから，もしもtectonicstressがこういうことであれば（図22B），割れ目はこ
ういうふうになるでしょうし，もしもtectonic

stressが周りから特に一様であれば（図22A）

このように割れ目も一様になるでしょう．

皆様ご存じの大島の割れ目がこっちに向いているのは（図23），stressの方向がこういう方向であるからで，それは地震の方ともよく合うという話であります．

こっいっことから，hydro−fracturi㎎とmagmaのtransportに何か強い関係があるのではないかと思うわけです．そういうfractureの中にmagmaを含んだsystemをtremor，微動の震源のmodelとして考えるというのは，こういう佐々先生，中村さんなどの考えを先に進めることになるだろうと思います．そのほかにも，割れ目で液体を運ぷというのは氷河の方でしょっちゅうやられております．氷河の中の水は氷より重たいものですから，沈んでいく

わけですが，それが割れ目の中に入ったまま動いていく．同じような考えから，Weertmanがmagmaは割れ目の中に入ったまま1ithosphereの中を上に伝わっていくだろうというようなmodelをだいぷ前に出しています．

それから，こういうmagmaがいかに上昇するかということをCentrifugeのmode1実験で長いこと調べておられるRambergという先生がいますが，この方によるとviscosityのcontrast

があまり強くないときには，暖かいものは冷たいものの中をfingerconvection，指のような形のconvectionで上がっていく．

blobなどという言葉でも呼んでいますが，viscosityのCOntraStが強くなるとそういうことができなくなりまして，主に割れ目を伝わって上がって

◇

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㌧

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図22

中村一明による

一105一、

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

く．それがenergy的に一番楽である．そういう話があります．ですから，こういうmagmaのtranSportのsystemとして割れ目を考えるのは妥当なことだと思います．先ほど初めに，私がこの微動の仕事に関係するようになりましたのは，地熱energyと申しましたが，その地

熱energyでHot
います．Los

Dry

Rock

Projectというのがありましてづ日本でも最近盛んに行われてA1amosのNationa1Laboratoryでこれも10年以上前からですが，高温岩体に穴を掘って，そこにhydro−fracturingで割れ目をつくって，その割れ目に今度は別の穴を入れて，その二つの穴の間で水を流して，その高温岩体から熱energyを取り出す．
これは新聞の切り抜きですが（図24），こういう二つの穴を幾つかの割れ目で結びまして，片方から冷たい水を入れて，もう一つから熱い水を取り出す．こういうことでほとんど無尽
蔵と言っていいenergyが地殻の中にあるわけで，それを取り出すことができる．このLosの研究所で地震計を一つの大事な道具として使っております．その主な役割

A1amos）は，ここで圧

力をかけまして，fractureを起こします．あるいは，fractureができておりましたときに，そのできているfractureをさらにふくらましたりしますと，非常に小さな地震がたくさん起

こります．それはたぷん既存のjointが滑るんだろうと思います．porepressureが増加して抵抗が少なくなるので滑るんだと思いますが，そういうものが雲のようにできます．それが，AE，AccousticEmissionとも呼ばれていますが，そういうものの位置からこのfractureの位置を推定するのに主に使われていますが，その翻則にときどき，特に一番初期のhydro−
fracturing状態のときに非常に不思議な記録が得られることがあります．

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中村一明による

一106一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

それは，火山でわれわれがlongperiodeventsと呼んでいるようなものが観測されることがあります．これはめったにないんです机これはその例です（図25）．New
Hi11のlong

periodevents（図25右）

Helensでとったlong

periodと，Fehlerのdataですが，

MexicoのFenton

これは同じFeh1erがSt．

events（図25左）です． 非常によく似ています． 初めの方に短周期が出て，長周期の規貝1」正しい振動がある． これはspectrumで，長周期のpeak，短周期のpeak，いろいろなpeakが出ております． これは非常に似ているんですが，scaleが全然違
これはO．15秒でこれが10秒ですから，sca1eは大体100倍ぐらい違っております．

いまして，ですから，仮に10mの割れ目がこういうものをつくっているとすれば，こちらはその100倍の1㎞ぐらいの割れ目が関与している． 実際にやってみますと，これはたしか3mぐらいの割

れ目で説明できるspectrumでですから，これが2〜300mの割れ目ということになります．

NewMexicoEnergyPrqjectMinesHeat
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図24

一107一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

もし同じものを適用するとすれば．

これはわ）にcontrolしやすい実験ですので，ほかのいろいろなdataがよくわかっていま

すので，これをまず最初に説明しようと，いろいろmode1を考えるわけです．
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図26

一108一

150m，

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

これはまた別な，同じFentonHil1でもいろいろなsignalが出てくる（図26）．しかし，そのある短い時期に翻則されるのはどうも同じところから出てきているらしくて，最初の三つ

らいのpeakはほとんど完全に同じspectrumの値を示しております．これは，非常にsharp

なpeakがたくさん並ぶようなspectrumであります．
これも，非常に低周波のところでは先ほどから見せておりますspectrumと同じなんですが（図27），大きく見て，時間軸上で見ると非常に違った様相をしている．spectrumもそれに応じて違った形をしていますが，非常に低周波のpeakが一致しているところから，たぷん同じ

SyStemが違ったふうにeXCiteされて振動しているのではないか．そういうふうに思って解釈していくわけです．

これから申しますmode1（図28）はかなり長い歴史があるんですが，最近では主にBemard
ChouetというU．S．Geo1ogical

Surveyにいる，元MITにおりました人が開発したprogram

をわれわれも使っておりますが，これは簡単な図で，こういう矩形の面をした割れ目を考えます．水平面上にそういう割れ目がある．XY面上にそういう割れ目があります．この割れ目は液体でいっぱいに満たされている．barrierと書きましたけれども，こういうものをどうやってeXCiteするかということはまだよくわからないわけで，なぜ微動が生ずるかということ

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図27

一109一

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月はわからないわけなんですが，仮にここに割れ目同士がくっついているところがあって，それが何かのかげんでその抵抗を押しのけて離す．こういう考えは，後でもmodelとして使いますが，割れ目がsmoothになっていなくて、ある場所で何かひっかかっている．そのひっかかっているところが力バッと開く．開くと，そこに液体が入り込んでexcess

りますので，それが起動力になるというようなsource

mode1をここで考えてみます．

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図28

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一一十一十一1／＝0
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図29

一110一

pressureがかか安芸敬一…教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

いろいろな式が出てきますが（図29），流体は2次元的なものを考えていまして，流れはXとY

方向でuとv．それから，Z方向のは割れ目の厚さですか，液体層の厚さがこういうw。という形で入ってきております．これまでの計算ではViSCoSityは入れておりませんが，ViSCOSity

も入るようになっております．2次元の運動方程式と連続の式とを使いまして，弾性体の方には次の図（図30）のように普通のstressとstrainの関係と運動方程式とを3次元の問題としてfinitedifferenceで解くわけです．境界条件としては次のように（図31）crackの表面で

traCtionが連続である．それから，対称性からくる条件も入ってまいります．液体の方については，crackの端でもって液体の運動と固体の運動が一致するようにしてあります．

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6rst

order

㎝困agy8temof

hyperbo1ic

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多〜一1（簑・簑・器）・・嵯

多σ一（簑・祭・娑）・・嶋
差〜・1（簑・券・器）・・1簑

細・μ（器・簑）紅・μ（簑・碧）多伽一μ（簑・器）

差ト去（紅・紅・紅）
差ト去（紅・紬・紅）
差曲一去（知・知・知）

図30

一111一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

こういうような境界条件で先ほどの運動方程式を3次元の差分法を使って解きます．そう
しますと，出てくるのはこのcrack面（図32）…

今度はこのcrack面，縦になっていますが，このcrack面上におけるcrackの両側の面の距離がどう時間とともに変わるか．crackが開いたり，閉じたりするのが，時問及びそのcrack上の座標の関数として出てまいりま

す．今度，それをdis1ocati㎝theoryですか，表現定理に入れまして，遠方で観測される地
震波の記録を，これは普通地震学の方でしょっちゅうやっていることですが，求めます．そ

うしますと，これはたぷんP波，遠くで鰍則されるP波ですが，こういうものが観測されるはずである．

この場合（図33），crackの面はこういう面ですが，いろいろとbarrierと書きましたが，与える振動のもとになるsourceのexcesspressureをかける面の形，この場合に細長い形になっている．この場合にはこういうふうに長くなっているものですから，modeとしてはこちら側に伝わるようなmodeしかできない．こちら側に伝えるようなmodeは抑えられる．そのために，かなり規則正しいspectrumが得られるようになっています．これが時問軸のso1ution

で，これがspectrumの解です．これと，先ほどの観測された例の1番というやつ（図26）が定性的によく似ているのではないかと思います．

そのexcesspressureをかけるところを長くしないで短くしますと（図34上），今度はこちら側のmodeも出てまいりまして，そのmodeのうちのあるmodeがこちら側のあるmodeと共振しますと，ここに一つpeakが大きく出てきます．こういうpeakが出てくるのは，そういう二つの方向のmodeの干渉である．で，これ（図34下）が翻則ですが，こういう観測を説明しようと試みているわけですね．こういう計算は，USCのV．Ferrazziniという学生がHoundaryいい！〕，■1．■1』Flllconditions．

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図31

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図32

一112一

安芸敬…教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

やっております．定量的にもかなりよく合わせることができまして，そういうようなことからこの場合のcrackの大きさは長さが3mであるとか，非常に小さいものが関係してきているようです．

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図34

一113一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

一つの，こうやって計算して出てくるものの中で私ども関心を持っておりますのは，spectrum

peakの幅です．いままでのは1ogarithmで書いておりましたが，これを1inearのsca1eでenergy

spectrumとしてあらわしますと（図35），先ほどのpeakはこういったような形になっております．このpeakのspectrumの幅ですが，この幅が液体のimpedance，液体の中の密度×音
波の速度，そうやって定義したimpedanceと，固体の方のimpedance，密度とP波の速度を掛けたもの，これの比と，わ）に簡単にspectrumの幅が関係してくるようです．ほかにもいろいろなparameterがあるんですが，そういうのはいまここではおくことにしまして，impedanceのcontrastだけにしますと，このimpedanceのcontrastといわゆるresonatorのQ．Qというのは，この周波数絶対値をこの幅で割ったものをQと大体定義しますが，このimpedance

比が大きくなりますと，このQが大体impedance比そのものに近くなります．そういうことを，こういう数値実験で確かめたわけです．

そういうことは，球状震源，固体の中に球があって，その球の中に液体が入っている場合には簡単にそれを示すことができますが，crackの場合でも大体そういうことになっているようです．つまり，こういうspectrumの共振現象はimpedance
1ossを支配するのはimpedancecontrast，つまりradiationのcontrastですが，この液体が振動しているわけですが，その振動の減衰は波として出ていくことによって失われていくenergy．てすから，impedancecontrastが大きいほどenergyはよくtrapされるわけで，その場合にはこのpeakが非常に狭くなります．

D．P㎝d㎝㏄o『WidloolmPodl・l1伽！（j1川tr舳1一．

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図35

一114一

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安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

最近とりました，Hawaiiの1㎝g

periodeventsのspectrumを詳しく調べた例をお見せしますと（図36），これがさっきも出ていましたKi1aueaの頂上で，これがKilauea

Lava1akeのあったところ．これがEast

Rift

ZoneでPuu

Ikiです．

Ooという，いまactiveな小さな火山がここら辺にあります．私ども，翻則網はここに非常に密なやつを張りまして，それと同時に3成分のdigita1で，かなりbroadbandの10秒ぐらいまでの周期を記録できる地震計を6力所こういうふうに配置しました．2か月の問にいろいろな事件が起こりまして，いわゆるlongperiodeventsもかなりとれました．

それで見ますと（図37），次の例でKilaueaのlongperiodeventsというのは大体こんな形をして，これがHVOという翻則点で，二つの違うeventの例でありますが，spectrumを1og

scaleで書きますと，こんなものが出ております．これも，St．He1ensで見たものや，また後でちょっとお見せしますが，大島，富士山などで見られていますものと，ちょっと見たところよく似ております．このspeCtrumをもう少し詳しく調べようと思いまして，今度はlinearScaleでお見せしますと（図38），一つのeventを三つの観測点で調べてみました．これは皆非常に

pre1iminaryな結果で，非常に多くのdataがありますので，もっと完全な解析ができるわけなんですが，これでおわかりになりますように，一つのeVentでも違う繍則点で見ていると，

spectrumの様相がかなり変わっています．非常にsharpなpeakが出るんですが，そのpeakは必ずしも同じものを見ているわけではない．

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図36

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国立防災科挙技術センター研究速報

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第80号

1989年2月

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図37

これが，どのくらいrandomな影響であるのかと思いまして，まずたくさんのlongperiodeventsをstackしてみました．こういうpeakが，あるものは消えていくか，残るものもあるのか，そういう興味でやったんです．

これは（図39），33個の1o㎎periodeventsをある観測点，HVOという翻則点で上下水平2成分に，3成分について示したもの．これはもう一つ別な観測点ですが，36個のlongperiodeventsをstackしまして，それを3成分について示したもの．こうやって見ますと，このよ
うにたくさんのeventをstackしても，生き残るpe乞kはかなりあります．しかも，そのpeakは非常にsharpです．δ｛ackingというのは必ずpeakの幅を広くするだろうと思うんですが，

これだけstackしてsharpだということは本当にsharpなんだろうと思います．Qにしまして，20とか30とかそういうsharpnessです．

もしもわれわれの考えているmode1が正しいとしますと，このことはimpedancecontrast
が20とか30でなければいけない．普通のmagmaでは，とてもそんなc㎝trastは出ないわけ
で，どうしても気泡が必要になります．気泡が入りますと，途端にbulk

modu1usが減ります

ので，こういうimpedancecontrastは可能です．先ほどのcyclicなeruptionのepisodeを考えたときにも気泡が大事であり，ここでも気泡が大事になってきたので，tremorにはmagma

だけではなくgaSが非常に主役を演じているのではないかという気がするわけです．

一116一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

Klし＾Uト：＾VOl，C＾N（）

1，I㌧岬n』

I088／02／I707：I3

IO舳〃2！171川7

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いままでのところ，まだ非常にpre1iminaryな結果ばかりで申しわけないんですが，いろいろmode1も考えてはいるんですけれども，そのmodelの中でもまだdrivi㎎force，何がtremorを生じるか．exCesspressureで液体が動きたがって，その動くことによって何か障害物を壊して，その障害物が突然壊れるので生ずるというようなことが漠然とはぽくらの頭の中にあるわけです．それが，さっきのbarrierとかtriggerとかはそういうものを簡単にmode1化しているわけですが，一体何がtremorをdriveしているのか．これは将来の問題ですが，それを先ほどのEatonのHawaiiの結果，今度の大島の結果など，どうもmagmaが流れる量，
流量と微動の振幅が比例関係にある．こういうことを調べるのに，こういうdynamicなmode1

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図39から一歩後退して，何かkinematicなmodelを考える．

たとえば地震の方で言うHaske11のmode1とか，そういうphysica1には完全ではないけれ
ども，kinematicにあるsourceの状況を記述する．そういうものをいろいろな観測の橋渡しに使えないか．そういう意味で，簡単なkinematicなmodelを，特にこのmagmaの流量と微動の振幅という関係から考えてみたことがあります．これは先ほどのHawaiiの深い微動で，最初の時期に周期が非常に短く1Ocyc1eぐらい．非常に振動が激しくなってきたところで

4cyc1eぐらいになって，その変化が時によると突然起こって，その周期が倍になるというよ

うなことがあったものですから，それを説明するのにたとえばこういうcrackが並んでいると（図40）、magmaがいっぱいになったcrackが並んでいて，この時点でmagmaがこのた
まりからこのたまりへ，隣のたまりへ動くときにどういう振動が起こるかと言いますと，こういうとであればこの振動の一番の基本の周波数はこの二つ分の割れ目の長さで決まってくる．それが，もっとmagmaの流れが激しくなって，四つの割れ目が同時に振動しているよう

一118一

安芸敬一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原になりますと，周期は倍になります．ですから，このように割れ目の中にmagmaがいて，それが振動している場合に，こういうmode1を考えれば直観的に振幅が非常に大きくなれば周期は長くなる．こういうことは大島の微動の報告にも出ております．清野さんの論文にも記述されておりますが，あるいはこういうことが起こっているのかもしれない．

そうしますと，こういう一つのつながっている割れ目の片方から片方へmagmaが行くときに微動が出るのだと，仮に考えます．こういうstepを考えているわけです（図41）．ここに二つの割れ目がそれぞれmagmaを含んでいる．こちら側の割れ目の中のmagmaの圧力がだん
だん上がってきて，押しのけてこれを進んだとする．これが非常にdynamicに起こるとしま

すと，ここで振動が生じます．so1id，固体にこういう運動を与えるわけです．そうしながら，このmagmaがこれだけ移動したとします．そうしますと，これ全体がふくらむものです
から，すき問ができまして，このすき問が端にできやすいと思いますが，こういうふうにできますと，これは真空ですから，周りの圧力が非常に強いのでこれはパチッとしまります．

こういう形になって1cycle済むと，地震の波が一つ出まして，それと同時にmagmaがこう移動する．したがって，地震動の振幅とmagmaの移動量との関係を簡単につけることができます．

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

これが，その場合のP波の波形をかいたものです（図42）．P波の波形はこんな形でいろい
ろなmodelのparameter，割れ目の幅，割れ目の開いた量，長さ，その他いろいろなparameter

でこういうものをかくことができます．同じparameterを使って流量の方も出せますので，この関係は簡単に出まして，この関係は線型の関係になります．微動の振幅とmagmaの流量が比例してきます．これは，先ほど翻則でちょっと申し上げたことであります．その関係は実に簡単なのでありますが、その関係をいろいろな火山に適用してみました．

たとえば，これはKi1aueaの下に起こっております深いtremorの振幅を観測しまして，それをmagmaの流量に換算して，その微動の継続時問をその流量に掛けまして，どれだけのmagmaが輸送されたかというのをそういうmodelから出してみました（図43）．そうしますと，このように1962年から79年の問の振幅を測定したわけなんですが，これが非常に一定の割合でふえておりました．その問には，地表では非常な火山活動がいろいろあったんですが，それとはあまり関係なしに．一番大変な火山活動はこの辺にあったんですが，そのときにはこのslopeが少し急になっている．ひょっとすると，この火山でmagmaが出ますと，圧力が減って，そのためにpotentialのdifferenceが強くなって，深いところでmagmaの運動が活発になるというようなことがあるのかもしれませんが，大体に見て非常に定常的に起こっております．

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安芸敬一一一一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

このmagmaの量を推定するのに出てくるのが，このreduced

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displacem㎝tというのは，結局観測されました地震の波の振幅をsourceに戻すために，この場合deeptremorですから，実体波としまして，振幅に震源距離を掛けたものです．一応震源の状態に補正してやる．そういうものとmagmaの流量とが直接に関係する．先ほどのmodel
でやりますと，P波が観測されたとして解釈してやってみますと，orderは合うんですが，ちょっと違います．こうやって推定しましたmagmaの総流量，この期問に流れたはずの量が実際に地表に出た量の1／5になります．これは，いろいろなmodelの欠陥であるか，あるいはmagmaというのは場所によっては微動を起こさないで静かに昇ってくるところもある．そういうところが確かにあるということは，地表で実際に実証されてりますから，ちょうど地震の場合のようにp1ateの運動がaseismicに起こるところがあると同じように，magmaの場合には微動を起こさずに動く，静かに動いてくる場合もあるというふうに解釈することもできます．

しかし，これも一つ微動の振幅と，その持続時問，継続時問がmagmaの流量と輸送された
総量，そういうものに関係してくる．全然関係がないのではないんではないか，そういうふうに思うわけです．

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

個々の深いtremorですが，個々の事件を見ておりますと，あるときは10Hzまではいきま

せんが，8Hzぐらいが卓越したり，あるときは5Hzぐらい，あるときは1．5Hzぐらいまで，非常にゆっくりした長周期のものになったりする（図44）．そのときの振幅を同時にはかってみますと，どうもこれは非常に関係がありまして，振幅が大きいときに，これは距離の補正をしてありますが，震源における微動の強さみたいなものですが，それと周波数との問に関係があるようで，周期が長くなるほど振幅も大きくなるようです．これは，そのHawaiiの地下に起こっているtremorについての情報なんですが，大島の噴火の1年ぐらい前に単色地震というのがあって，それを鵜川さんと大竹さんが調べておられます．その周期が大体1秒で，そのときの距離と振幅などから推算してみますと，大雑把なことですが，ちょうどこのぐらいのところに出てまいります．

大島の下に起こった単色地震というのは，やっぱりもしもmagmaがHawaiiの深いtremorと同じものであるとしますと，周期はちょっと長めの方になりますが，このHawaiiで鰍則されたgroupと非常に調和しております．これは40ないし400と言うんですから，大体このくらいの範囲にあるような結果が出ております．しかし，Hawaiiの場合との違いは，鵜川さんの観測されたのは非常にS波がはっきり出ております．

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安芸敬一一教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

これが単色地震の震央ですが（図45），こういう翻則網でとられて，大体上下動を見ますと，このようにP波の速度で伝わる波がよく見えています（図46）．それに，上下動でもわかりますが，S波が後からやってきております．水平動で見ますと，なおはっきりしまして，
このようにS波が非常にはっきり（図47）．これでわかりますように，P波がここで水平動に見えておりますが，signa1の長さがこれで大体10秒とか15秒とかそのぐらいの長さでP波もS

波も来ておりますし，周期もP波とS波で同じであらゆる方向に同じ周波数出ていますから，

これは震源が明らかに1秒ぐらいの周波数で振動したのであって，この前第1回の講演のときにbarrierが規則正しく並んでいてバン，バン，バンと切れていくとか，ああいうような形では説明できないわけです．ああいう形でやりますと，方向によって周波数が変わってまいりますから，このように非常に周波数がどこもかしこも同じでP波もS波も同じだというのは，震源自身が振動子として振動している．

ですから，magmaみたいなものを考えるのが一番妥当だと思うんですが，このS波が非常。0・N」

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国立防災科学技術センター研究速報

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波と比べてS波があまり出てはならないはずで，Hawaiiなどの観測では水平動がこれまでなかったものですから，今度の鰍則では水平動がありますので，その点詳しく調べてみたいと思いますが，いままでHawaiiで微動でも長周期，1ong

periodeventsでも，S波というものを同定したことがないものですから，これは今後の研究課題だと思います．しかし，もしもこれがHawaiiのeventと同じだとしますと，振幅の程度，周期の程度は全く同じくらいであります．ただ，durationが違いまして，これが10秒ないし15秒ですから，流量は大きくてもそのtotalに流れた量は非常にわずかでありまして，もしこの場所がmagmaの通路で流量をはかっているとしますと，もうほとんどのmagmaは微動を起こさずに深いところを通ってきたということになります．

ところが，富土山の場合ですけれども，これも鵜川さんに見せていただいたんですが（図48），1979年からずっとこういう微動のlongperiodeventsの振幅とdurationをはかっています．この振幅を周期1秒と仮定して変位振幅に置きかえまして，reduced

一124一

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教授講演速記録

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

出しまして，その結果はやはり大島の単色地震と大体同じ．Hawaiiの深い微動と大体1秒の線上に乗るくらいになりまして，しかも，このdurationがHawaiiと同じくらいになります．一体これはどういうことなのか．この場合にもS波がはっきりしておるようでありまして，そういう意味では私どものmode1と食い違うわけなんですが，何かこういう液体を持っている割れ目がそれだけで振動するのでなくて，同時に何か枝分かれした断層みたいなものを滑らせるようなことがありますと，S波が出るかもしれません．そういうことは，今後の課題ということになると思います．

時問になりましたので，結論をまとめてみたいと思いますが，最初火山微動のspectrumは普通の地震と違う．その違いは震源の深さとかpathによるものではなくて，実際にSOurCeが違うのである．この特殊なSOurCeの効果はmagmaがdynamicに関係しているためであろう．しかし，あるepisodeをとってあるmagmaのchame1
みたいなものが非常に安定している状態では，magmaの流量と微動の振幅とが比例するぐらいに定量的な関係が可能で，そういう場合がしばしばある．ですから，微動とmagmaとの関係は非常に直接的だろうと思うわけですが，その関係が時期によって変わったり，場所によって非常に違う．たとえば，ある場所ではmagmaが流れても微動を起こさないところもある
し，あるepisodeの中でも初期には小さな流量でも大きな微動が出ることがある．こういうこ
とも今後の研究すべき対象だと思います．

また，定量的にcrackの申のmagmaのmode1を考えまして，spectrumを計算しますと，観測されたpeakの狭いことを説明するためには気泡が必要になる．このことは，magmaの噴出や傾斜変動や微動が問欠的に繰り返し起こることに，気泡が重要な役割りを演じていたことと調和すると思います．つまり，火山微動の原因を考えるときにはmagmaとgaSと両方を考えなければいけないであろう．富士山と大島の単色地震ですけれども，これとHawaiiの深い微動とは非常に似ている点もあると思うんですが，S波が卓越しているという点，Hawaiiの翻則が上下動だけなので，その点これから研究の要がありますが，富士山の下に現在進行中の1㎝g

periodeventsは振幅の強さと言い，継続時問と言い，Hawaiiとcomparableであるということは，今後非常に警戒を要することではないかと思います．

最後に，福山さんにお願いして彼の微動のspectrumをつくってもらったのをお見せしますと（図49），これは大島の傾斜が1時間置きぐらいに変わっているときに関係して起こった微動のspectrumですが，かなりの長い時問のstackした結果です．ここが1cyc1eで，かなりstackした後に残っているんですから，かな）信用できると思うんですが，しかもこの並び方が非常に等問隔で，あたかもこれが基本modeで，これが第1のhigher

mode，第2，第3．

これで気がつきますのは，もしもこれが本当にmagmaのたまりの共振の状況をあらわしているんだとしますと，この幅，QがHawaiiよ）もずっと広いことです．これは，ひょっとするとここのmagmaの粘性がHawaiiよりも高いために粘性の影響で減衰が出て；そのpeakの幅が出てきているのか，あるいは気泡の状態が違ってimpedanceが高いのか，これも今後お一126一

安芸敬…教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

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もしろい研究の課題だと思います．（抽手）

質疑応答

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気泡が重要だということなんですが，Hawaiiの深さ40㎞ぐらいのdeeptremorについてもやはり気泡が重要であるということでしょうか．それから，そういう深さでの気泡の状態というのはどういうふうに考えるんでしょう．

安芸：

それが気泡を論ずるときに一番最初に出る質問なんですが，ひょっとするとtremOr

が起こるということは，つまり何か割れ目がdynamicにできるということと関係しているかもしれない．もしも割れ目がdynamicにできるとすれば，そこではcavitationのようなことが起こるだろう．ですから，その気泡がそこに存在していなくてもこのtre㎞Orが起こり出すと気泡はつくられてレ）くんじゃないか．そういう論文が実は，ぽくらがこういう考え方を1977

年にやりましたときに，geochemistの0rs㎝Andersonがそういう論文を書いて，気泡をつくるmechanismとして微動を考えたわけです．
ですから，ぽくの感じではたぷんひょっとする私どもがこうやって考えている考え方，つまりlinearなseismo1ogy，1inearなvibration，これは全く間逢っているのかもしれません．

一127一

国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989年2月

ひょっとすると，何かもっと非常にnonlinearなdynamicsが入った理論でやると，もっと明快に答えが出るのかもしれません．ですが，私どもとしては地震学の方からやっていくわけ
で，linearで攻めていってどこまで攻められるかというふうに気泡などを入れた｝）しているわ
けです．

一一：

微動の話からちょっとズレちゃうんですけれども，初めに噴火がCyCliCに起こるという図がありましたけれども，それは本当にCyCliCに見えるんでしょうか．微動の状態とか振幅の大きさとか．

安芸：

Ki1aueaIkiの噴火のepisodeですね．周期的ではないようですね．たとえば，これは一つのepisodeですが，これがphase1です．これがphase2で，Phase3ですから，

Phase1は一応最初ですから，別にするとしても，2と3でも違っていますし，5，6，7と，それぞれのあれが違っているようですね．間隔も違うようです．だから，厳密には同じではなくて，厳密にperiodicではない．ですが，あの噴火の前にあったやつは非常に規則正しいですね．それでも，周期はたぶん変わっているでしょうね．ここらには4時問の問に8ぐらいですか．この辺で1Oぐらい．かなりふらついていますけれども，初めの方はもっと少ないですね．周期は伸びたり縮んだりしているようです．ですが，これはremarkab11ジこ問
欠的，繰り返し行われたと言っていいんじゃないですか．

一一1

流体が流れて振動が起こるということで火山性微動をご説明になっているわけですよね．それについて，流体が流れるといろいろな振動が起こりますけれども，われわれの身の周りにある一番近いのが水道のwaterhammerという現象ですね．あれは，流量をふやしていくとあるところからthresho1dを越えるとバーツとふえて，流量がふえるとまた，つまりちょうど共振みたいなぐあいに減るというような現象なんですね．もう一つ，一先生がいま言われたお話の中で，何かcrackの中の流れをsimulationしている．流体力学のうち弾性の式で解いているということなんですけれども，そのときやっぱ｝）いろいろ一番効くのはboundary

conditionですね．つまり，どれだけの幅なり長さなりのcrackでやるかというような条件が非常に効くんじゃないかと思うんです．

そういうことを合わせて考えていくと，先ほど先生が振動をnon1inearなmechanismを何か考えなければならないと言われたけれども，たとえば流体が流れるときに流量と何か振幅とが比例的にずっとふえていくのは，crackの大きさみたいなもの自体がむしろ変わっていくというような，つまり流量が多くなればcrackとしてずっとふえて広がっていくとか，そういうmodelが必要なのかなという気がして，いま先生のお話を伺っていたんです．ちょっとその辺についてご説明いただけますか．

安芸1

waterhammerのことは前から気にして文献などを読むんですが，あれはもう本

当にtubeの中の現象で，地王求の中の現象とすぐには結びつけるわけにいかないもので，流体の方で無限媒質の中に流れる流体と，周りのsolidな，そういうwater

一128一

hammer現象みたい安芸敬一・教授講演速記録一佐藤・木下・鵜川・小原

なのを■調ぺたものがありますかね．

一一1

ちょっと，ありますけれども．

安芸1

damなんかで深い水路というのは考えておられることがあるんですかね．water

hammerでは乱流ですか．あれはどうなるのかしら．
一一1

層流でもできます．

安芸1

これは，流体力学と地震学と両方をmaSterしてないと解けない問題なものですから，私にはできないんです．一生懸命違う分野の学生を引っ張ってきてやらせよう．numeriCalな実験をやったのは航空力学を昔やっていた男なんですけれども，もっとhydro1ogyの専門家にこの火山の微動に興味を持っていただけるとありがたいと思っているんです．

一一：

先ほど，最初からご引用をいただいて光栄ですけれども，清野と申します．後ほど詳しいことは，私と同じ研究室の若い山里さんという人が最近の『火山』の大島特集号の中に書いておりますので，後日た一；1ん別刷りを持ってあがると思いますけれども，大島の微動につきまして，先ほどのお話を聞いてもやはりよく似ている部分とやや違う部分とがある．

安芸：

Hawaiiですか．

一一：

はい，Hawaiiです．大島の場合は，最初とにかく地震研究所の早川さん，そのほかの流量の計算を見てみますと，初めの噴火する最初のころに比較的大きいわけですね．11
月15日ぐらいの最初の噴泉活動のときですね．最初から比較的大きいわけです．そのときに微動が非常に小さいんですね．そういう点と，ただいまのお話を聞いていまして，初めのころはどうも傾向が違う．私も実はそれを非常に感じておりまして，違うみたいだ．ある程度たちますと，比較的長周期の微動，2秒前後の微動の振幅が小さくなるころに，表面活動は流量としては少なくなっていっているようです．ただ，初動，初めがあまり合わないものですから，終始一貫してないというむずかしい点があります．

二つ目は，やや短周期の，要するにO，7秒ぐらいでしょうか，1秒前後の周期のものはあまり変わらないんですね．流量が落ちていっても変わらない．それは，表面現象から見ますと，

比較的溶岩噴泉活動の表面活動，要するに噴石の高さ，そういうものは流量が落ちてもあまり変わっている様子がないんですね．それと，どうも対応しているんじゃないかという印象も受けるわけです．したがいまして，何かそういうものは周波数で2通『）の形が出てくるかもしれないという印象を受けておりますけれども，大変興味があります．

一一：

先生，Ki1auea地震のときに，微動のときにcrackで共振modeで説明されました

けれども，あのときほとんどQというのはimpedancecontrastだけで説明されていらっしゃったですね．

安芸1

ViSCOSityは入れてないです，計算では．

一一：

観測値で見ても，Ki1aueaって確かにviscosityが低いとしても，どうなんでしょっか．ほとんど必要ないんですか．

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国立防災科学技術センター研究速報

第80号

1989牢2月

安芸：

そこのところ，まだやってないんです．

一一：

定性的にまだ．

安芸1

ええ．まだViSCoSityの計算をやってないんです．これからやるつもりでいます．

気泡が入ると，ViSCOSityが落ちるようですね．ですから，その点もあります．

一一：

先ほどのopencrackのbarriermode1の話なんですけれども，あのcrackの方向は最大shear圧力の方向にできるというふうにお考えになっているんだと，あの話はぐあいが悪いんですか？

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crackのmode1をつくられましたね．矩形でbarrierがあって，それがはずれるというような．あのとき，shear成分も1司時に働いていると思って，そのshear
が同時に動けばS波が出るというように，簡単には拡張できませんか．

安芸1

それはおもしろいですね．

一一：と思ったんですが，その割れ目はshear圧力の方向にできるという中村先生みた

いなお考えですと，shear成分の働く余地がないのでちょっと痛しかゆしと思ったんです．

安芸1

それもありますね．その場合のshear成分はたぷん1発でしょう．こういうふうに行きますかね（笑）．観測の方からはshear成分もこういうふうにならないとできないですね．振動してないと．非常におもしろいpuzz1eですね．なぜS波がこんなにたくさん出たか．だけど，こういうことが何かぽくは，Hawaiiでdeeptremorがあるということは前から言われているんですけれども，日本でどうしてないんだろうと思っていたんですが，日本の観測網が小さかったんですね．火山にある観測網がたぶん．今度この防災センターの翻則
網が非常に大きいのができたので，深いところも入れるようになったんじゃないですか．

一一：

そういうことで，一書Commentさせていただきますけれども，実は北海道の雌阿寒岳にもわけのわからん地震がいま非常にたくさん発生しております．それは内容的に言うと，先ほどお話があった，鵜川さんたちが解析なさった単色地震の性格を持っているわけです．とにかく，大きいものから小さいものまで，小さいものは月に数十回ぐらい発生してい
るという．

安芸：

周期は．

一一1

周期は大体1秒ぐらいですね．

安芸：

小さくても大きくても．

一一：

ええ，大体同じぐらいで，震源がそういう意味でなかなか決まりませんですね．

一一：

先生，どうもありがとうございました．（拍手）一130一