8．前震［1］はじめに大地震の発生直前に，その震源域で起きる前兆的な地震活動が前震である。Mogi（1963a）は地震系列を，a）本震一余震型，b）前震一本震一余震型，c）群発地震型の3つのタイプに分け，岩石破壊実験の結果（Mogi，1963a）から，地殻が比較的均質な地域ではa）のタイプ，逆に不均質な地域ではc）のタイプになりやすく，b）はその中間的なものであるとした。このように必ずしも総ての地震が前震を伴うわけではなく，［II］で述べるようにむしろ前震を伴う地震のほうが稀である。

ところで，1963年KurileIslands地震（Santo，1964），！975年Haichen地震（Xu6！α1．，1982），

1978年伊豆大島近海地震（気象庁地震予知情報室，1978；津村他，1978）のように極めて顕著な前震活動を伴った例を別とすると，どの地震を前震としてよいか必ずしも明確ではないことが多い（［II］参照）。さらに地震予知の観点からは，前震が発生した時点でそれが前震であると判断する必要があるが，これは一層困難である。現在，b値，ストレスドロップ，スペクトル，地震波形，Q値等の時間変化を見る方法が考えられているが，これらはそれぞれ別個に論じられるので，ここではそれ以外の方法について述べる。

［皿前震の定義と発生確率
前震を議論する上で，前震をどう定義し，前震か否かを如何にして判断するかは，非常に重大な問題である。考えうる前震の条件を列挙すると，（1）本震よりマグニチュードが小さいこと（2）本震の直前であること（3）本震の震源の近傍であること（4）定常的な地震活動でないことの4つが挙げられる。

これらの条件は異論のないところであろうが，実際に前震を探す場合には（2），（3）ではそれぞれ直前，近傍をどう定義するか，（4）では地震活動が定常的でないことを如何にして判断するかが問題となる。現在のところこれに対する明確かつ普遍的な基準はなく，1各研究者がその目的やデータの性質に応じ適当に設定している。従ってその研究者がどのようにして前震を選び出しているかに注意を払う必要があると同時に，地震予知に適した前震判定の基準を確立する必要があると思われる。

Mogi（1963b）は，本震前に震源域で地震活動が活発化したか否かという基準で，前震活動の一43一

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1990

有無を日本付近の地震約1500個について調べた。その結果，明らかに前震が認められる地震は45，前震活動がやや不明瞭な地震が19，前震の発生する確率は4％としている。

Yamakawa（1968）は（4）の条件を客観的に判断するため，Tompthonの検定を用いて地震活動が異常であることを判定する方法を提案し，宮崎県沖の地震に適用した。また，VonSeggem

6緬1．（1981）は余震を除いた地震の時系列はPoisson過程に近い（GardnerandKnopo仔，1974）

ことを利用して，本震とその直前の地震との発生時間間隔がPoisson過程から期待されるより短いときに前震と判定する方法を用いた。その結果で注目されるのは，strike

slipのとき前震が起こりやすいというもので，これはJones（1984）の結果と一致する。BowmanandKisslinger（1984）

は，同様の方法をAleutianIslandsの地震に適用した。いま，ある領域での単位時間当りの平均地震発生数をλとすると，その領域である地震が発生してから孟。時間内に次の地震が発生する確・率がPであるような時問孟。は，もし地震の時系列がPoisson過程に従うなら，
ち＝（1／λ）1n（1／（1−P））

である。彼らは「P＝0．2として，本震とその直前の地震との発生時間間隔がちより短い地震の割合を，考える領域の大きさを色々と変え求めた。もし本震前の地震活動がPoisson過程に従う（つまり前震が存在しない）ならば，この割合は20％になることが期待される。領域の大きさをが20kmから40kmであるとき割合が20％を超えていることから，これは前震が発生しているからであり，前震の発生確率はpeakの割合から20％を引いたもの（この場合は約10％）であると解釈した。

この方法は十分に客観的であるが，地震発生の時系列をPoisson過程とみなして良いか，地震活動の活発化の判定を単に本震とその直前の地震との発生時間間隔だけでしてよいかの問題の他に，この方法では発生確率が漠然と分るだけで，どの地震に前震が発生したか特定できない欠点がある。

JonesandMolnar（1976）は，本震から100km，40日前以内に発生した地震を前震とするという簡単な定義により，．1950年より1973年のπ≧7の地震のうち44％が前震を伴っているとした。JonesandMolnar（1979）でも同じ定義により〃1、≧7．0の地震の前震発生の確率を1914年一1949年では1L3％，1950年一1973年では42．2％としている。これは前震というよりも本震発生前の地震活動というほうがふさわしいが，前震の選び方が客観的であるので系統的に前震の性質を調べたり，これを使って地震予知をする場合には却て都合が良いと思われる。Jones（1984）はまたSanAndreasの地震について，震源の時空間分布から本震から5km，1日以内という条件でほぼ前震が同定できるとして，その発生確率を逆断層は0％（4個中0個），横ずれ断層は44％（16個中7個）としている。これはVonSeggemε∫α1．（1981）の結果と調和的である。

山科（1978）は，期間ち距離7以内に発生した地震を次々に結びつけることにより地震の集団

一44一

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1990を考え，その中でマグニチュードが最大のものを本震，それより前に発生した地震を前震と定義した。Yamashina（1978a，b）はこの定義を使い，前震を使った地震予知のための経験的な法則を導いている。（［IV］参照）

以上の結果は，前震の定義，どの程度の規模の本震を議論するか，また使用したデータ（地震カタログ）が異なっているので，定量的には当然一致しない。従ってこれらをまとめるのは困難であるが，大体の傾向を探ると，（1）通常の方法で観測するかぎり，前震が観測される確率はかなり甘くみても50％以下である。
（2）本震のマグニチュードが大きいほど前震は観測されやすい。

（3）本震のfaulttypeによって違いがあり，横ずれ断層のほうが前震を伴いやすい。

（4）前震が発生する確率は地域によってかなり差がある。などである。

［皿］前震の統計的性質［皿一1］

前震の時間分布

前震は余震に比べ発生数が限られているので，個々の地震について前震の時間分布を求めるのは困難である。JonesandMolnar（1979），VonSeggem6！召1．（1981）は，地震発生数と本震発生までの時間の関係を，多数の本震について重ね合わせることにより調べた。何れも本震発生一日前に，際立って多数の地震が発生しているという結果を得ている。

JonesandMolnar（1979）はさらに，本震発生の数日前から通常より高いレベルの地震活動が始っているとして，単位時間当りの地震発生数盟と，本震発生までの時間！との間に，％＝α≠覗という関係があり，左は本震のマグニチュードによらずほぼ1に近い値であるとした。この大森公式に類似した形は，KaganandKnopoff（1974），Papazachos（1974〉によっても導かれている。
またPapazachos（1975）は最大前震の発生確率密度ヵもヵニ〆1の形によく合うとしている。

一方Von

Seggem6厩1．（1981）は，地震発生数を何日間かの平均地震発生数で割った地震発生の割合を重ね合わせた結果では，本震発生1日前の活発な活動以外は目立った活動の変化は見られないとして，JopesandMolnar（1979）の結果は，単純に地震数を重ね合わせたことによる見掛け上のものであると述べている。

前震の継続時間（最初の前震が発生してから本震が発生するまでの時間）と最大前震のマグニチュード（Jones，1984），本震のマグニチュード（力武，1986）は共に関係がないという結果が得られているが，Jones（1984）は前震の継続時間と本震の震源の深さが関係あると主張し，その理由として次のような説明を試みてレ】る。

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1990

Coulomb−Navierの理論によれば，勇断強度がSである媒質は勇断応力τがτ二s十μσなるとき破壊する。ここでσは破壊面の法線応力，μは内部摩擦係数である。震源域で最初に前震を起こす場所の勇断強度を⑤，本震発生場所の勇断強度を：S彿とすれば，両者の破壊を起こす勇断応力の比
τ窺／η＝（S躍＋μσ）／（畠＋μσ）が大きいほど前震の継続時間は長くなると考えてよいだろう。S別＞身であるからτ泌ηはσの単調減少関数であり，σは深さに対し線形に増大すると考えてよいから，S勉，房が一定とみなせる領域においては前震の継続時問は震源の深さが浅いほど長くなる。

この説明はともかく，データが7つしかない上，深さに関しこれだけの分解能をもっほどの震源決定精度があるか疑問であり，直ちにこの結果が普遍的なものであるとは言い難い。

［皿一2］前震の空間分布

前震が本震の震源の近傍で発生していることは前震の定義から言っても間違いないところとして，さらに微細な構造に関しては，震源決定精度の制約から，地震カタログを使った総合的な研究はない。

前震の数が比較的多かった個々の地震の結果から見ると，前震域は震源域に比べかなり狭い範囲に集中していう。例えば1963年KurilIslands地震では約35km（Santo，1964），1975年

Haicheng地震では約6km（Jones6厩1．，1982），1978年伊豆大島近海地震では約10km（津村他，1978）の範囲内に起きており，またこれらの数字は震源決定の誤差を含んだものであるから，実際ばこれより小さい可能性が高い。またこれらに共通したことは，本震が前震域に隣接した場所に発生していることである。これらの結果は以前から知られていたことで，かなり普遍的な性質であるように思われる。

これに対しBowmanandKisslinger（1984）は，本震発生前地震活動が活発となる領域は，マグニチュードから予想される震源域よりかなり広いという結果を得ている。

［皿一3］

前震のマグニチュード分布

前震のマグニチュードが本震のマグニチュードに対してどのような分布になるかについて，例

えばPapazachos『（1975）は最大前震のマグニチュード砥と本震のマグニチュード躍彿の間に〃1バ砺＝1．9

一46一

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137●00

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図8−1 1945年三河地震の前震（黒ぬり）と余震（白ぬき）。前震が本震の震央の周辺に集中して発生していることがわかる。浜田（1985）による。

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1978年伊豆大島近海地震の前震（黒ぬり）と余震（白ぬき）。前震活動が本震の震央の近くに集中しているのは著しい前震活動を伴った大地震に共通した特徴である。浜田（1985）による。

一47一

気象研究所技術報告第26号という関係があるとしている。しかし他の研究（Jones

1990

andMolnar，1979；Jones，1984）ではこれに否定的で，Mη＞M∫以外の関係はみられないとしており，またVonSeggem6緬1．（1981）
は最後の前震と本震のマグニチュードに関してやはり特別な関係はみられないとした。

岡田（1980）は，本震とのマグニチュードの差が4以下の前震数がNである確率ρが負の二項分布に従うというモデルを提唱している。このモデルを使って岡田（1981）は，最大前震のマグニチュードから本震のマグニチュードの確率分布を求める式を導いている。

［W］前震による地震予知
前震により地震予知をするためには，まず本震発生前にそれが前震活動であることを知る こと，次に前震活動から本震のマグニチュード，発生する時間，場所を推定する必要がある。本震発生の時間と場所は，前震の定義から言っても，また実際の前震の時空間分布からも，推定は肉難ではないように思える。マグニチュードに関しては確実な推定方法はないが，例えば岡田（1981）

や後述するYamashina（1981a）の方法である程度の推定は可能と思われる。
最も問題となるのが，それが前震活動であることを如何にして知るかである。現在のところ，本震発生前にそれを知る方法はない。特にこれを困難にしているのが，余震活動に比べ前震活動は地震発生数が非常に少ないことである。多くの場合前震は数個あるいはそれ以下であり，このようなわずかな材料から来るべき地震の予知を行うことは不可能に思われる。実際，前震が極めて多く発生した例（1975Haicheng地震）では，前震活動より地震予知をある程度成功させている。

この事に関し現在の研究は，前震であるか否かを決定論的に知る方法ではなく，地震活動の状況から次に地震が発生する確率がどうであるかを経験的に求める方法に主力が注がれている。地震発生に至るまでの震源近傍での物理過程が明らかでない以上，このようなapproachが地震予知には現実的かも知れない。宇津（1978）は，前震と群発地震の識別法として次のような方法を提案した。対象とする地震群でマグニチュードが大きい順に砿，砺，払とする。このとき孤が4．5−5．0以上の地震群について，（1）〃1、一〃2＝0．4−0。6（2）ハ4、一〃§≧0．70r仏観測されない（3）孤が砺の後に起きるの3条件を満たすもの，37％の確率で前震活動である。一方，このような条件を付けないと，ある地震群が前震活動である確率は5．3％にすぎない。

Yamashina（1981a）はこの考えを進め，日本付近の地震について次のような経験則を求めている。まず山科（1978）の方法により地震の集団を選び，それは一連の地震活動であると考える。

いま地震活動のある時点で，最大の地震のマグニチュードを砿，砿より以前に発生した最大の一48一

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1990

地震のマグニチュードを君，砿より以後に発生した最大の地震のマグニチュードを、4、とする。
このとき，これ以後に〃・より大きな地震が起きる確率は，（1）〃1、一瓦≦0．3であれば25−30％，0．3≦〃r瓦≦0．4であれば20％（2）〃1一・4、≦0．2であれば20％（3）〃1、一君≧0．5かつ〃lr∠4、≧0．2であれば10％以下（4）（1）か（2）の条件を満たした後，1日以内に〃1、より大きな地震が発生しないと10−20％，1週間以内に発生しないと5％に確率は落ちる。となる。

また〃1、より大きな地震が発生したとして，その地震のマグニチュード躍は，90％以上の確率で〃一〃、≦0．9である。

またYamashina（1981b）はISCのカタログを使い同様な確率を求め，例として1971年NewIreland地震と，1975年Haicheng地震についてそれを応用している。
狭義の前震を使ったものではないが，Keilis−Borok6齢1．（1980a）は地震活動のパターンから
stτongLearthquake

main

たshockの長期的な予知をする方法として，（

aftershockstrongearthquake

数を利用するpattem

よりは規模が小さい）の発生後一定期間内に発生しB

2．地震数の増加とそれが空間的に集中していることを利用するpattem

S3．発生した地震のエネルギーの2／3（ほぼ破壊域の面積に対応すると思われる）の和を利用するpatternΣの3方法を提案し，Keilis−Borok6砲1。（1980b）では色々な地域においてpattem

Bの最適パラメータを求めている。

SauberandTalwani（1980）はpattem

SをSouthCalifomiaのLakeJocasseeに発生したML≧2。0の地震の直前予知に利用した。その方法は，（1）単位時間（2日間）に発生した余震を除く地震数が長時間平均の地震数＋標準偏差より多いo（2）その内半数以上が半径1km以内に集中している。
（3）（2）の地震集中域が，先行して発生した地震の余震域の外にある。の3つの条件を満たしたとき，10日以内に〃L≧2．0の地震が（2）の地震集中域に隣接した場所で発生する，というアラームを発するものである。1975年11月一1977年12月の期間で8回アラームを発し5回地震が発生，またアラームなしに地震が発生したのが2回という結果であった。

Yamashina（1981a，b）の方法は広い範囲で同一のパラメータを選んでおり，データは豊富なので結果は安定であろうが，予測の確率はさほど高くない。それに対し，Keilis−Borok6厩1．（1980a，b）の手法は各地域でそれぞれパラメータを求めているので，見掛け上予測の確率は高くなる

一49一

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が，少数のデータからの結果であるので今後に発生する地震について同様の結果が得られるかは疑問である。このように現在のところ，前震による有効的な地震予知方法はない。経験的に，安定でかつ高い地震発生の予測確率を得るためには，できるだけ多くの地震について前震活動のパターンを調べると同時に，個々の地震に関し，活動パターンの精密な解析を行い，より精緻な判定基準を見出す必要がある。

・（関田康雄）

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