14．地震波形・周波数特性［1］概説
地震波の波形・スペクトル特性の時間的な変化を応力集中や応力の高まりの指標として解釈し，この変化をその後に発生した，より大きな地震の前兆現象（前震）として扱うことを検討する研究が数多くなされている。しかし，これらの項目を前震の識別に使うための単純な方法は，まだ，確立したとは言えない。例えば，地震波形については，辻浦（1979）が1978年伊豆大島近海地震について，その前震の波形を，その地域に発生した群発地震の波形と比較して，「群発地震は，相似地震によって構成されているが，前震はそれぞれ独立した波形を持った地震によって構成されている」と報告したのを最初に，他の地域でも研究されるところとなったが，地域によって前震も相似であるなど前震の波形による識別は必ずしも単純には行えないと認識される状況となっている。

従って，ここでの項目はそのまま単純に統計処理するのは適当でない。そこで，ここでは，統計処理に耐えるようにするため，今まで報告されているものを網羅し，そこで報告されている現象を事実として受け止め，その報告内容を説明するモデル作りまで行った。あまりに少ないデー
タで作ったモデルであるので今後さらに大幅な改良が必要となると思われるが，このモデルに基づきデータを眺めることで他の項目との統計処理をする時に役立つと考えている。報告されている内容の概要は次の通り。

［1−1］概要

以下前震という表記は「本震発生と，時空間的・物理的に直接結び付くと解釈しうる前駆的地震」に対し使い，「前震」という表記は前震のうち当該変化を示した地震を指すことにする。
（1）「前震」の特徴「前震」の波形・スペクトル特性の特徴としては，一見相互に矛盾するものが報告されている。
すなわち，「前震」は「ならしてみると相対的に高周波分が多い」（例えばIshida6緬1．（1980），

図14−1）というものと「低周波分が多い」（例えば渡辺（1984），図14−2）というもの，また「相似波形が多い」というもの（例えば本谷他（1987），図14−3）と「（群発地震と比較して）特段相似地震群が増えるということはない」というもの（例卑ばTsujiura（1983），図14−4，図14−5）である。

（2）群発地震との区別

群発地震（本震と呼べる様な他に抜きんでた大きい地震を含まない，局地的な激しい地震活動（久保寺，1989を参照）。定量的な定義は研究者毎に異なる。例えば相互の位置が15km以内，

一93一

気象研究所技術報告

第26号

1990

Moin
4

（q）

・

fず157Hz・乍＝a43H〜

Shock

lo。

No．3EW4

4035

図14−11952年Kem

喋鴎勢邸
Yeqr，19〜

45

2

簾諜

︵82＝α∈く︾Oo﹂

3

3
2
1
Nエヌり5＆①と着＆

邑

55。
3告
．一一一一＿一『一一一一一一一一』一一一一一一一一一翠一一一『」噛No．83EW（b）

50
Log（frequencyl

County地震の以前に発生した地震についての，ピーク周波数の時問変化

黒丸が東西成分，白丸が南北成分。1951年から1952年7月にかけてのピーク周波数が大きくなっている。右図はNo．3地震とNo．83地震のスペクトルの違いを示す（lshida6∫σ1．，1980から）。

地震数5個以上／10時問以内（辻浦，1979））は相似地震によって構成されているが，前震はそれぞれ独立した波形を持った地震によって構成されているというものがある（辻浦，1979）。
（3）余震との区別

余震群について短時間変化（102時間）を見ると「本震発生後比較的短期間のうちに高周波分が少なくなり」，「その後は逆に多くなったり，少なくなったりをくり返しながら徐々に平常時の長時間平均値に近づいて余震活動が終息している」という主旨の報告がある（渡辺，1974）。この報

告の中では高周波分の多寡を表す指標としては，後述するソフトネスSというものを使っている。なお，Sは，それが10より大で「高周波分が比較的少ない」ことを示すと考えられ，定常的なサイスミシティーを示す地域の地震及び余震・群発について，その長時間平均（103〜105時間）
は零であり，また本震（M＞5）のそれもほぼ零（周波数特性が標準的値であることを意味する。）

であると報告されている。本震のSが大きいものもあり，それについては，「本震直後からSは正から負へと大きく変化している」と報告されている。

（4）相似地震群の特徴

相似地震群（EarthquakeFamily（浜口他，1975）とも呼ぶ。さらに震源の分布の時空間的密集の様子からクラスターとも呼ぶ）は，前述のように前震の特徴の一つとして挙げられている。
これについて次のことが報告されている。

ア

これに属する地震は一連の地震活動におヤ〉て60〜80％（M＞0について，西上他（1982）；M≧3．0について，水越他（1980））を占める。群発にっいて70〜80％（Tsujiura，1983），有珠火山の場合は，3〜4割（Okada6砲1．，1981）を占める。
イ

西上他（1982）は次のことを報告している。①前震群，余震群がいくつかのクラスターに集中して発生すること，②1つのクラスター内で発生する地震は，初動部分の波形が殆ど同じで，P／一94一

気象研究所技術報告

第26号

1990

￥GI

lo9〔F−P〕
：．6

o
O

1．4

O
0

●

ム
費0

▲

Q

▲Q

ll響会
A

▲▲O
▲

1．0

O

8霊6

▲・

1．2

o

O

▲
一L5

0．5

1．0

2・5

z⊃

卜1〔R〕

RBU

log〔F−P〕
1．6

1．4

0▲

8

▲

OOム

O▲ムム

Oム盒ム

▲

▲︽胃O
会含︵

▲

06

0。5

︵
A買
▲

1．0

図14−2

O

▲
O▲
▲

0▲Q▲

▲

1．2

O

r＝丁『τ一丁一一rr一一一一
2．O
転0 ▲
L5
z5 凹〔∩1

1983年の京都付近の局発地震の前震と余震についての，最大振幅から求めたMとF−Pの関係。

観測点YGI，ABU。白丸が前震で黒三角が余震。等しい最大振幅を持つ地震を比較すると，前震は余震に比べ振動継続時問（F−P）が長い。地震波伝播径路およびそのQが時間変化していないとすると震源関数に含まれる卓越周波数が，余震に比べ，前震が低いことを意味する（渡辺，
1984から）。

一95一

気象研究所技術報告

KMU，

U−D，

2−5Hz

bandpass

1990

tered

A4

P1

円一噛榊
Pる一一帥

A5

A6
A7

P5
F

f

第26号

A8→舳

l

A9

F2・

Fコ

A！0

F4

AI

A1

A12

発生した地震の波形（KMU観測点，

AZ

A13一

上下動，2−5Hzの帯域フィルター）。

A3

A14

l

図14−3

1982年浦河沖地震の本震の極近傍で

P，F，Aは順に「前震」以前に発生した地震，「前震」，余震（本谷他，1987

o

2

から）。

35ec

1978

NEAR

DDR

OSHIMA

20h38m

1

（Z》

G

岬

陥噂3，7

JAN．1き

MP

1

20DB

口β

JAN．1408hl2m

14

l
3、7

l

14

OhOOm−

I

OhO3m

l

Oh

14

3．4

顧晒一》・・

m

4．1

l

Oh44m

凧姻！

3β

バ》い一〜14︷P

lOh47m14

1
犠。

図1少4 1978年伊豆大島近海の地震の「前震」の波形（堂平∠140km）

本震の16時間前から本震までの問に11個の前震が観測された。このうちMが3．4〜4。1におさまるもの7個を示した。波形が相互に異なることが見て取れる（Tsujiura，1983から）。

一96一

気象研究所技術報告

1973

NO肱14

NEAR

第26号

OSHlMA

1990（SWARMlDDR

MP（ε》．

M膠3，0君5h53吊脚

15h58m

G318DB

8

請（A》
16｛38m

〜
ls

3．i

π4

富

2砿．2。rrh鰍e，3。2：416h44m

S

1978」AN」4NEAROS田MA（FORESH㏄KS）

DDRMP（E）

3．

20

晒く烈

09h58π，㌧

10hOO面（Bl

脚勘

ヨOhO3m

10h

l『m

l

Oh47m

57

14

：3，6

8

3．4

！4

3．8

藩4

・

s

図14−5

1978年伊豆大島近海の地震の「前震」の波形と1973年同じ地域に発生した群発地震の波形（堂平∠140km）の比較。群発の波形㈹は相互に似ているが「前震」（B）は似ていないことがわかる（Tsujiura，1983から）。

SVの振幅比も同じであるが，初動以後の波形は良く似てはいるもののわずかずつ異なっている
こと，③大部分のクラスターでは，最終的に発生する最大の地震の初動パルス幅が他の小さい地震に比べて大きいこと。

ウ

西上（1986）は，1つのクラスターでストレスドロップ∠σが時間的に増加する傾向が見られること，及び破壊開始点が空間的に移動することを報告している。

工

前述のように群発地震の特徴としても地震波形の相似は取り上げられている。群発地震における相似地震群の特徴として次のことが報告されている。

（ア）時系列的特徴から2種類（定常群と突発群）に分類され，これらは相互に空間的に分かれ

一97一

気象研究所技術報告

第26号

1990

ており，前者は破壊面の大きさ（L）が群の発生域の長径（L〆）によらず一定であり，後者はLα
L（島田他，1985）である。

（イ）その活動様式は本震一余震型，前震一本震一余震型，群発地震型に分かれる（辻浦他，1986）。

（ウ）その活動の終盤にそのクラスター中で最大の地震が発生することが多い（9例／12例，西上他，1982；Tsujiura，1981，1983）。最大地震（M＝一〇．7〜3．5）の前の地震がその後の地震より多い（40例中32例，静岡県西部地域，Ishida6渉α1．，1984）。

（エ）M別頻度分布はピーク値または平坦部を持つ（和野他，1980；Okada6厩1．，1981）。
（オ）ひとつの群の拡がりは500m以下程度（Tsujiura，1983）。
（カ）コーナー周波数元は，群内の地震のMの差が少なくとも2以内なら，一定（Tsujlura，1983）。

（キ）コーナー周波数元はその群発の最大の地震のマグニチュードMmaxに依存する（Tsujiura，
1983）。

（ク）∠σ（㏄島九3）は地震モーメントM・（㏄島）の増大とともに大きくなる（M＝1．1〜2．4，

Frankelb，1981）（ここで島は震源スペクトルの低周波側の平坦部の大きさ）。

（ケ）各群は特徴的なMがあり，群によってはこれが時間と共に増大する（西村，1985）。

（コ）火山活動に伴うものについて，震央距離∠が数kmである所の観測で，これらが幾つかのEarthquakeFamily
なる（Okada6！

で構成され（例えば，高木他，1988），異なるFamily間で波形が大きく異

zl．，1981）。

これらには見かけ上相互に矛盾する現象の報告があるが，［II］で述べるノイズの混入を勘案しても，これらの現象は多くの場合，物理学的に説明可能（前兆かどうかは別だが）と考えられる。

すなわち，各地域の強度・応力分布の非一様性の特徴の違いによって，「前震」，群発，及び余震の波形に，それぞれ場所毎に特色があることが，後述するように，説明しうると考えられる。
今回は，現れた現象を前兆として解釈可能であるとした報告のうち，表14−1に示す地震を本震とするものが収集できた（なお，この表に述べてある内容は，各文献の著者は述べていないものの，発表内容からそのように解釈できるというものも含んでいる）。

対象となった地震は32個。Mの範囲は2．7〜7．7。このうち，収集できた資料が不十分等の理由で前兆ファイルに掲載しなかったものは5個。本震の発震機構の型は横ずれ型3個，逆断層型
1個，正断層型1個。その他27個（複合型1個，不明26個）。プレート内地震と解釈されるものはこの内約15個。地理的分布は日本国内19個，米国西海岸6個，その他7個。
また，前兆とは解釈できずとも地域の応力状態・強度分布の時間変化の一環であると解釈できる現象の報告及び本項目に係わる地域的特性についての報告のうち，表14−2に示すものが収集できた。さらに，ここ10年程度の範囲で日本国内で発生した被害地震のうち，この種の報告がなされていないものについて表14−3に整理した。

一98一

気象研究所技術報告

第26号

1990

表14−1地震波形・周波数特性の時問変化が前兆であると解釈された地震（103ぺ一ジまで続く）

1

日本国内 （1）ブレート内地震（マグニチュードの大きい方から並べた）＊1976年から現在までの主な被害地震（①〜⑪）＊ 震源諸元及び地震の群の型

現象内容と解釈

観測地点（震央距離km）

関連文献
解釈

先行時間

（かっこ内は現象紹介のみ）（宇津1970）（グループ，詳細は本文参照）

伊豆大島近海r前震」は平均的に（G2）2−A

ストレスドロップ小長野県西部

前震に相似波形あり
少なくとも2、3Hzまで相似

三宅島近海（G1）胚J＝6．2，H＝15

山梨県東部①1976．6．16，0736

MJ＝5．5

38012

（速度）

39013

TKY

Mori1989

38009

（45）

（M≧2．6）

・1年4ヶ月HOK・

辻浦1985HOK

辻浦1985r前震」のS波のDDR

Tsujiura1977

39003「震源スペクトル」のΩof。3小（50）
2時間？sujiura1977

39004

鈴木198139009

・相似地震群あり

1983．10．3．2233

iura1983〉16時間（M3。1〜4．1）

MJ＝6．8，H＝2（G1）横ずれ型

Tsuj

（140）

横ずれ型

⑩1984．9．14．0848

DDR

前震は相似波形ではない②1978．1．14．1224
MJ＝7．O
H＝0

前兆現象
ファイル
番号

（Mニ3．2〜3．7）

短周期成分卓越

ストレスドロップ小

H＝20，（岡o小さい割に高周波分少ない）（G2）1−B2（M＝3．6〜4．7）

伊豆半島河津

r前震」はτ

1976．8．18，（騒小さい割に高周波分少ない）

0219

MJ＝5．43109・5h小

Okuno
（18）

ストレスドロップ小

1．5時間

Hニ0
（G2）2−A（雑＝0．4〜2．6）

襟裳岬沖

前震が余震に比べ、平均的にE脳1979．1．19，2056

卓越周波数が高く（50％）、また、（100）

ストレスドロップが大。前震の9時間

MJニ5．4，疑＝30（㎝）2−A

正断層型

前の活動と比べてもやや高い（30％）（Mニ2．6〜3．8）

前震は相似波形ではない

（G2）

秋田県北部

Tsujiura198338006
測U
鈴木1981（120〜150）
17日

前震は相似波形

Hasegawaetal．38016〉3時間

1982．1．8，0537（G1）岡J＝4．9，Hニ0

一99一

1985

気象研究所技術報告＊ 震源諸元及び地震の群の型

第26号

1990

関連文献
解釈

観測地点

現象内容と解釈（震央距離km）（宇津1970）（グループ，詳細は本文参照）

1963（かっこ内は現象紹介のみ）先行時問

上高地（36．2N，137。6ゆ

前兆現象
ファイル
番号

（Niazietal．1982）（原論文不詳）10日

スペクトル変化

M＝4．8

38013

相似地震群ありIZT（9．5），MZT（31．8）西上他1982

山崎断層東端

（M＝0．0〜30）HMT（38．9）OYT（43．3）

1979．10ほ3，1630（G1）MJ＝4．3，H＝10

1年

支笏湖北方（恵庭）

前震（M＝一〇．1〜

1981．10。18，1757

1．3）は波形総て同，HSS（17）

Motoya

et

a

l．

38001

1985

MJ＝4．Oじ。余震は違うも

H＝8の混入（4つ連続）
平均PCC＝0．86約20Hz

L5時間

北海道大学理学部
1982

まで相似（速度）（G1）1−B2

京都付近

前震は余震（b＝1．16）

1983．11．16，0513に比べF−Pによる晒とABU（20）39002

渡辺1984

YGl（13）

最大振幅によるMとの 20日差が大、震源スペクト
ルが低周波成分多岡J＝3．8H＝17（G2）2−A

横ずれ型（M＝0．5〜2．4）

なお、メカニズムも変化している。

静岡県西部

前震が余震に比1981．1．16，0721べ高周波成分多MLニ2．8，MJ＝2．2 SV波

Hニ10

I

〉7日

1984

sh

i

da

et

a

l．

39001

da

et

a1．

38014

0．9〜8Hz／3．5〜10Hz（G1）2−A

前震（M＝0，8〜2。4）・

本震・余震とも相似（〜6Hz）

ペテガリ岳

前震相似波形

1981．10．3．1042（双発型。前震のM＝2。7，（G1）1−B2

TNR（16）

H＝16

浄法寺町周辺
（青森・岩手県境）TNR（16）I

MSK（19）12日

1984

shi

IWN（25）10時間本谷1984

38015

まだ起こって島田他198538010

Goto1989

38011

Mmax2。6）相似波形群あり（M＝1．6〜2．5）

いない。

1902．1．30，2301（G1）MJ＝7．0

富士川中流域
1898．4。3．0609

相似波形群あり

桜峠（まだ起こっていない）（G1）髄J＝5．9

一100一

（10）

気象研究所技術報告

第26号

ヤー

1990

（2）プレート間地震（マグニチュードの大きい方から並べた）＊ 震源諸元及び地震の群の型

現象内容と解釈

観測地点

関連文献

（震央距離km）

解釈（宇津1970）（グループ，詳細は本文参照）

日本海中部

各々のグループは相似

OGA（50）⑦1983．5．26．1159

波形（酢1．7〜2．7）。

12日

門J＝7．7，高周波成分（6Hz）が卓越したグループと低周波成分（3Hz）

H＝14

1−B2

（かっこ内は現象紹介のみ）先行時間

長谷川1987
清水他1983

前兆現象
ファイル
番号

38005

『賢asegawaetaL
1985に富むグループとに分げられる。

宮城県沖

本震1年前までの小地震の④1978．6．12．1714

fcはMoによらずほぽ一定。
本震前の1年間はMoα：fc 3

MJニ7，4

1年

39007

増田1984（即ち、Mが2．3程度より大

H＝40
1−B2
逆断層型

だと低周波成分多い）（M＝L9〜3．3）

茨城県沖

前震の多くは相似K照Hasegawaeta1．38007

1982．7．23．2324（M＝3．0〜3．8）

（150）

1985

1．5日

MJ＝7．O

前震は平生の地震・余震に比べ低周波

H＝30Hasegawaeta1．39016
1985

成分多い。

（3）種類不明地震
浦河沖⑥1982．3．21．1132
纏J＝7．1とそうでないのが混ざっている（2〜5HZまで）

H340（G1）1−B22

38004

K囲（40） 本谷他1987．本谷1983〉4時間

前震相似波形。それ以前の活動及び余震は相似のもの

米国西海岸（マグニチュードが大きい方から並べた）
Kern County
1952．7．21（G1）拠s＝7．7

逆断層＋
横ずれ型

前震が平生に比ベスペクトルのピー
クの周波数高いPasadena

I（120）

1980，金森1980

sh

i

da

et

a

l．

39006

1年1月

（Mを等しくして）→相似地震は不明瞭（岡＝a6〜4．0）

San

Fernando ピーク周波数の低いものなし6

1971．2．9

Pasadena

Ishida（40）

1980，金森1980

0

1sh重da

a1．

et

39011

a互．

1978

一

S＝n乙

︶
1
G
︵

2
6
1
ρUOA
−騨
M＝H

2年一

et

（ML2．5〜2．8）

Pasadena

Pechmann

4個（相関0．75）（40），560日

1982

一101一

et

al．
38002

気象研究所技術報告』丁第26号

＊

震源諸元．
及び地震の群の型

現象内容と解線（震央距離km）

関連文献
解釈

先行時問

（かっこ内は現象紹介のみ）観測地点（宇津1970）．
（グループ，詳細は本文参照）

前兆現象
ファイル
番号

Y岡D（681Pechmannetal．38008

ImperialVaUey 前震（3個）は2年前から1979。10．15。．

相似波形。（平均PCCO．74；

MS＝6．5，ML＝6．6

4Hzまで0．6以上）（G1）聴＝0〜10

1990

CH2（76） 1982
LTC（99） 金森1980（岡2。0〜2．5）780日

高周波分（8−16狂z／1−2Hz）CH2（60km）Pechmanneta1．

が徐々に増加LTC（88km）1982（M2．0〜2．5）

39008

310日
ド秘bc︵

Orov五11e（Califomia）

商周波分の割合が多い

1975．8．1
門L＝5．7（P波UD、M＝3．5〜3．8）

150）

5時間．

Bakun

et

（lshidaa1．197939005

etaL1980）（Tsujiura1983）（G1）H＝9

Parkfield

前震には高周波分

PRI（25〉少ないeventあり

Bakuneta1．197939010

1966．6．28

8分（lshidaetal．1980）（Tsujiura1983）

岡L＝5．6，H＝10（G2）2−A

Near

Limekiln（oハthe8（M〜a6）

San

Ro在d余震に比べ周波数

Bakun

Andreas成分の多寡が

et

39017

す1．

1979．

fault）1973．U5．

前震ではバラエテイー

ML＝4．1，H＝33．に富んでいる

千島列島

静穏期間中ならして

︒8

島

千〜聡

輯66
蔚
饗

南部

見るとP．Sとも

Gomy（≦450） Fedotov

et

a1．

39014

1972．

高周波成分が相対的に
減少

〜10か月

（UD，α8−30Hz，速度）（M＝3．5〜5．0）

島3

千〜恥

ワ﹃6
蔚リ猶

南部

静穏期間中ならして

Gorny（≦450）

Fedotovetal．39015

1972

見るとP．Sとも

高周波成分が相対的に
減少

〜7か月

（UD，・0．8−30Hz，速度）．（M＝舗〜5．0）

一102一

気象研究所技術報告

4

第26号

1990

その他
＊ 震源諸元及び地震の群の型

観測地点

現象内容と解釈（震央距離km）（宇津1970）

先行時間（グループ，詳細は本文参照）

Kalapana（ハワイ〉

1975，11．29
Ms＝7．2H＝5

静穏領域では△σが下がったが、そうでな

Hilo（50）い所は下がらない。

DDR（5倶0）4年前に△σが20バール
下がり、2年前に元の値

2年

関連文献
解釈
（かっこ内は

前兆現象
ファイル
番号

現象紹介のみ）WHs。hetaL

39012

1981

、Tsujiura1979（Wys言etal．1981）

へ、部分的には回復。

．（G1）2−Ar前震」で7秒周期付近
スペクトル減少（mbはほぼ同じで△σ増大）（肌＝3〜4）

AroundShumag

i

n

h

igレ

stress

疑ouse

droP

Islands

1974．4．6，mb＝5．6and6．0（Alaska）△σ；980andeta1．1980（DaviesetaL1981）

650ノ魔一ノレ（184乳4．4》（M＝8．0）（H＝0）

まだ起こっていない。

ム几3
H皿 ︒
0ゆ9
脚6
Eワー︻0

ー二9＝

TlM︑

N（USSR）

叩ユ

Aハ0＝

1食U4

︵

H9M
K
−

．

USSR）

スペクトル変化6日（Niazietal．1982〉（原論文不詳）スペクトル変化120日（Niazietal．1982）（原論文不詳）8

Virglnlslands（カリブ海北東）

7つの前震のうち

10か身

6つが相似

1981
（G1）ML＝4．8

Franke且1981a（Franke11981b）（M＝1・4〜a5）

一103一

38003

気象研究所技術報告

表14−2

第26号

1990

前兆ではない地震波形・周波数特性の時問変化等
間変化を示す現象

地域の応力状態・強度分布・破砕状態の時（107ぺ一ジまで続く）

1群発地震（1）構造性地震
ア

pathの変化

震源諸元

現象内容

観測地点
（震央距離km）

松代群発

群発前に比べ，後では高周波成分減少『群発地域を通過する

松代
S−P2秒

波を利用．

解釈に関連した
文献

Suyehiro1968
高周波成分が，多くの割れ目による散乱で減衰（1964，1967，200Hz）イsourceの変化

伊豆半島東方沖

相似地震群あり1980。6．24〜7．28
群発（㎞ax6．7）（図≧1．8）

HOK（14）

Tsujiura1983

他4点

UD成分

Pから11秒
4Hzまで相似S波のfcは群毎一定 HOK（14）（3〜6H2），fcはMmaxに依存

千葉県東方沖

相似地震群あり1978．4．6〜7．28（険3．5）

群発（図max6．1）

UD成分

TSK（170）

TsuJiura1983

Tsujiura1983

Pから10禾少

S波のfcは群毎一定（0．5Hz）

1974．5．2〜5．5

相似地震群あり群発（岡max5．2）

S波のfcは群毎一定（0．7Hz）

川奈崎沖

相似地震群あり

OYM（54）1978．11．24〜12．10（M〉1）

HOK（10）

群発UD成分Pから9秒
10Hzまで相似

OW（54）（凹max5．4）

DDR（119）

S波のfcは群毎で

茨城県沖1978．7．27〜28

群発（Mmax5．1）

一定（6Hz）

OYM（54）

相似地震群あり
UD成分

DDR（235）

TsuJiura1983
辻浦1979DDR（260）

Tsujiura1983

S波のfcは群毎一定（1．2Hz）（図＝4．3〜5．1）

1979．7．24．

群発

相似地震群ありUD成分

S波のfcは群毎一定（0．6Hz）

一104一

気象研究所技術報告

震源諸元

現象内容と解釈

第26号

1990

観測地点
（震央距離km）

解釈に関連した文献（かっこ内は現象紹介のみ）東京湾北部

相似地震群ありKYS（40）1979．7．11〜8．3
群発（Mmax3．0）

（M〉1）

他5点

UD成分

Tsujiura1983F

TSK（78）

OYM（64）

Pから13秒

7Hzまで相似S波のfcは群毎一定（6Hz）

千葉県南方沖

相似地震群あり。

1969．5．15〜5．16（M＝3．2〜3．8〉

群発

UD成分

DDR（152）

辻浦1979DDR（139）

辻浦1979撮ZT

西上1986

Pから33禾少

5Hzまで相似

伊豆大島付近相似地震群あり。

1973。11．14（M＝2．6〜4．1）

群発UD成分（一部3成分）

Pから12秒
山崎断層中央部
1980．6〜1980．10
群発（M＝0．0〜2．6）

クラスターあり。
2つのステージがあり各ステージ内で時間的に△σに増加傾向
相似地震群あり（M≧一1）

群発

UD成分

M脚︶
K︻U
HU︵

栃木県西部
1982●6．22〜7●7Tsujiura1983

Pから2．5秒

30Hzまで相似
伊豆半島東方沖1983．1〜
群発

伊豆半島東方沖1984．9〜
群発

群発初期において、

S囲大竹1987の勾配が急。高周波成分卓越。

震源の移動時間に対応してSDMの勾配が急。

大竹1987（2）火山性地震
阿88
雌19

寒岳

複数のFamUy。一時的8HzでもPCCニ0．8。

一105一

高木他1988

気象研究所技術報告

震源諸元

第26号

1990

観測地点

現象内容と解釈（震央距離km）

有珠火山
1979．6．21〜
1980．1．8．

相似地震群あり
5組のうち3組はS波の解釈に関連した
文献

UVO（2）

Takeo1983

fc一定（△σα：Ωo）（4，0，2』8，2．8Hz）（凹max2．7，3．0，3．6）

残りの2組は△σの変化が他の3組より小。
（Mmax4．2，4．1）

1978．6〜1978．9

西村1985

対象純＝2．0〜2．5。

相似地震群あり。各群の搬よばらつきが小さく、群によってはこのMが時間とともに増大する。

2余震（本震のマグニチュードが大きい方から並べた）
十勝沖

浜口他1975

余震に相似波形あり

1968．5．16．0949
MJニ7。9，Hニ0

越前岬沖
1963．3．27

阿武山（100）

余震の中に地震波形の一時的な変化

渡辺1974H＝0

低周波分（Softness）
大から標準値（0）へ

伊豆半島沖

余震活動の始め10h

1974．5．9．0833
凹J＝6．9は165h以降に比べ，S波の高周波分がH＝10

相対的に少ない

岐阜県中部

1963年越前岬沖と同様

渡辺1974

渡辺19740634，翻J＝6．9

Tsujiura1977

1969．9．9．1415
MJ＝6．6
H＝0

横ずれ型

福井岐阜県境本震の低周波分（Sqft㎡ess）大。

1972．8，31

余震では大から負1707，MJ＝6．Oの大、さらに標準値（0）へ。

Hニ10

京都府中部

1963年越前岬沖と同様』阿武山』（50）1968．8．18．1612
MJ；5．6
H＝0

一106一

渡辺1974

気象研究所技術報告

3

第26号

1990

地域の特性
震源諸元

現象内容と解釈

解釈に関連した
文献

関東地方

群発地震においてM5．5が起こった後、相似地震の割合が減少

TsuJiura1979

和歌山地域

相似地震のfcはMO〜3ではMに無関係に一定。M＞3では、系

辻浦他1986

統的に低周波領域に移行。
上述のfcは6〜12Hz。
Adak

I

s

l

and

空白域〜活発〜本震

I

sh蓋da

et

a監．1980

Staudereta1．1967

Gel

ler

et

al．1980

eth

et

a

1976

Nevada中央地域
San

Andreas断層

大地震と時間的に関係しない相似地震
大地震と時間的に関係しない相似地震

Sp

the SE portion of小地震の波形に関し
the Anza gap on 1933〜現在まで殆ど同じ
the San Jacinto
fault in California

Pec

震

一107一

i

bmann

et

l。1981al．1982

気象研究所技術報告

表14−3

第26号

1990

最近10年間に日本国内で発生した被害地震のうち地震波形・周波数特性の時間変化が前兆として報告されていないもの

震源報告されている前兆現象⑨日向灘③島根県中部（静穏化他）

1984．8．7．0406

報告されている前兆現象（前震）

1978．6．4．0503
Mニ6．1，Hニ0

M＝7。1，Hニ33⑤伊豆半島東方沖

震源⑥山梨県東部（前震）

1980．6．29．1620

1983．8．8．1247

M＝6．7，Hニ10

超＝6．0，Hニ22（前震他）⑪千葉県東方沖1987．12。17．11．8
Mニ6．7，H＝58

この表に示し宅いない地震は表14−1、表14−2に既出。

［1−2］前兆ファイルの各欄への記入に当たっての考え方

観測場所（SITE）については，利用した地震観測点の震源からの距離の内，最大のものまでの距離を記入した。

震央距離（DELTA）にっいては，報告に明記されていない場合，本震の震央から「前震」活動
域の最大の距離を取った。

先行時間（PT）については1年を365日，1カ月を30日として計算した。なお，同じ地震に対し，2種類の現象が報告されている場合は時間的に早い時点で発生した方を記入した。

継続時間（DUR）についても先行時問と同様である。
変化量（VAL）については，原論文が述べていない場合は「前震」の量と原論文が比較しているもののそれとの差または比を取った。また，原論文中の図から読み取ることも困難な場合空欄とした。

地震番号（EQNO）にっいては，原論文で群発地震としているものについては当該現象から見て本震に該当するものを取り上げた。また，まだ本震が起こっていないものにっいては，原論文で引き合いに出している当該地域で発生した，過去の大地震を取り上げた。

文献番号（LNO）については，当該現象を扱っている論文と，それを前兆現象かどうか解釈している論文の両方がある場合は後者を挙げたg［1−3］地震波形・周波数特性の時間変化の指標
視覚だけによるパターン比較以外には次のようなものがあった。

一108一

気象研究所技術報告

第26号

1990

ア．波形
（ア）最大相関係数（PeakCross

Correlation，PCCと略記）（イ）P波の卓越周波数
イ．周波数特性（変位波形の元または速度波形の卓越周波数の大小によるもの）（ア）P波のパルス幅τとMとの関係（ズ310α5㏄∠σ）（イ）変位スペクトルのんと〃6またはMとの関係（例えば，九3〃6またはん310α5M（㏄∠σ））（ウ）Mをほぼ一定とした時のPの卓越周波数またはん（エ）S波（NS，EW）のスペクトルのピーク周波数（オ）最大振幅の周期と変位振幅から求めたMとによって求めたソフトネスS（詳細後述）（スペクトルの分布によるもの）（カ）基準の帯域のスペクトルとの比スペクトルの計算は次の方法のどれかを使う（例えば，（2−4Hz）／（1−2Hz），（4−8Hz）／（1−2．
Hz），（8−16Hz）／（1−2Hz）について）：①スペクトル振幅
離れた2つの帯域についてのPまたはSの振幅比の時空間平均値（例えば，0．9Hz〜8

Hzが平坦な特性を持つ地震計の記録と3．5〜10HzのものについてSV（水平の動径成分または上下成分）の最大振幅の比（Ishida6渉α1．，1984）。

②帯域フィルター（1オクターブ（Pec㎞am6！α1．，1982）または1／3オクターブ（辻浦，1978））を通した後の信号（波形）sノ（！）のゐ（ここでの定義ゐ≡（五＋箆）／2，丑一五：帯域

フィルターの範囲）におけるスペクトルの大きさIS（ゐ）1（Pec㎞ann6∫α1．，1982；
Tsujiura，1983）。S（ゐ）の計算には次のどれかを使う：（i）S∫（♂）の包絡線の最大振幅（Sノ）m。x（この方法では波形が1サイクルより多く含

まれると小さく見積ることになる）（Sノ）max空21S（ん）1（を五）●・ls（あ）1一（s∫）max／｛2（を五）｝（ii）s！（≠）の2乗平均の平方根

ル
IS（ゐ）1空｛∠TΣISノ（％∠T）12｝1／2／｛2（ゐ一五）｝112
π＝1
Parseva1の関係を利用。
ここで∠T：サンプリング間隔，1V：データ数。

一109一

気象研究所技術報告（キ）振動継続時間（F−P）によるM（＝〃

［1−4］

第26号

1990

F−p）と最大振幅によるM（一仏）との差「前震」における地震波形・周波数特性の内容

上述の指標を使って，次のような現象が前兆現象として報告されている。なお，報告に明記されていないものについても内容を吟味し適宜分類した。
ア．波形（ア）最大相関が増大（1971年SanFemando，1979年ImperialValley，1981年VirginIslands，

1981年静岡県西部（6Hzまで），1981年ペテガリ岳，1981年支笏湖北方（20Hzまで），1982年
浦河沖（2〜5Hzまで），1984年長野県西部（3Hz程度まで），等）（イ）クラスターの集約化（P波の卓越周波数が多群から2群のみになる（1983年日本海中部））

これらは，言い替えると相似地震群が前兆現象として発生したということである。

イ．周波数特性（ア）∠σ減少（1976年山梨県東部，1976年伊豆半島河津，1978年伊豆大島近海），増大（1975年

Kalapana（Hawaii），1979年襟裳岬沖）。
（イ）〃6㏄廊一3（それ以前はん一一定）（1978年宮城県沖）。

なお，震源スペクトルに関するωsquaremode1では〃O㏄ん一3となるものの，M3程度以下（価＜1021dyn・cm）の微小地震ではん一定ないし〃O㏄ん一4（lio，1986；辻浦他，1986）となり，んの上限は15〜20H：z。

（ウ）Pの卓越周波数が高い（1979年襟裳岬沖）。それが低い（1982年茨城県沖）。ピーク周波数が高くなる（1952年：KemCounty），または低いものなし（1971年SanFemando）。
（エ）時空間的平均の高周波成分の増加（1975年Oroville，1981年静岡県西部），徐々に増加（1979

年ImperialValley），減少（1966年Park五eld），徐々に減少（1966年千島列島南部，1967年千島列島南部）。

（オ）〃IF−pと仏との差が大（1983年京都付近）。

（カ）スペクトルが地震毎に変化が大きい（1973年Near

Limekiln

Road）。

これらは，言い替えると∠σが局地的に周辺に比較して，前兆現象として，変化したということである。

［皿］データの信頼性について

ここでは各報告の評価やその内容を利用する上でのノイズ除去についての評価・問題点とその改善策を述べる。

一110一

気象研究所技術報告

第26号

1990

［n−1］ノイズとの区別
波形・スペクトルの変化は，sour￠eの変化（「M，メカニズム，∠σ，または破壊過程」の変化，並びに震源の位置の違いによるpathの経路の変化（構造の影響，観測点への入射の方位角・入射角の違いの影響）），pathの媒質の変化（地震伝播経路上の「散乱強度及び非弾性」の変化），並びにsiteの変化（観測点の下の「散乱強度及び非弾性」の変化，または雑微動の振幅・スペクトルの変化）の組合せである。

今回調べた報告の中では前震の検知の手段としてsourceの変化を扱ったものだけである。従って，pathの媒質の変化，siteの変化はノイズとなる。また，sourceの変化のうち∠σの変化に置き換えて観測データを解釈したものは，M，発震機構，震源の位置，または破壊過程の変化がノイズとなり，相互に極近傍に発生するようになるということを対象としたものは，M，発震機構，∠σ，または破壊過程の変化がノイズとなる。なお，∠σの変化は，pathの媒質の変化及びsiteの変化がない場合，全ての相と全ての観測点について同様のスペクトル変化を及ぼすことが期待さ
れ，方位依存性のある他の変化を除去する手がかりを与える。

ア．pathの媒質の変化の除去は使用する観測点をsourceの近傍（∠＝10〜150km）から選ぶことで，彰響の軽減を図るよう一部の報告（∠＝500km等）を除いて対処している。しかし，影響は完全には除去できないので経路上の平均的Qで補正しているもの（Tsujiura，1977，1983；Bakun
6∫召1．，1979）が多く，さらに9一∠の影響の基準を設けているもの（Bakun6！α1．，1979）もあるが，この影響を定量的に十分には評価できないでいる。また，相毎（例えば，PとS）にこの影響が異なり，特に表面で反射してくるpPやsPに関してこの違いが顕著であろうと考え比較しているものもある（Pechmann6！α1．，1982）。

イ．siteの変化の除去は観測siteを一定とすることで対処している。ま左，震源スペクトルを評価するため，波形のコーダ部分のうち，基準観測点の「発震時からの時間」に等しい部分のスペ
クトル振幅について，基準観測点のそれと比較しているものもある（Tsujiura，1983）。しかし，

雑微動の時間変化の影響を定量的に評価または考慮しているもの（Ishidaε地1．，1980；一部にっいてTsujiura，1983）は少ない（Pより前6秒のノイズのスペクトルを減じた（Pec㎞am6渉α1．，1982））Q

ウ．Mの変化はほぼ等しい大きさのMの地震を選ぶことで対処している（鈴木（1981），
M2．6〜3．8；島田他（1985），M1．6〜2．5；lshida4α1．（1984），MO．8〜2．4）が，Mのバラツ

キによる影響を評価していないものもある。なお，Mが3程度より小さくなるとんがほぽ一定（和歌山地域6〜12Hz，辻浦他（1986））となるとV〉う報告（lio，1986；相似地震について，辻浦他（1986））がある。従って，前震のMの絶対値の大小もその変化の物理的考察の上で重要である・

また，相似波形に注目する場合，対象とする地震の大きさに応じてFamilyが見えたり見えなかったりする。従って，解析対象とする地震の最小値をなんらかの客観的な方法で設定することが一111一

気象研究所技術報告

第26号

1990

必要であるが，合理的な基準を設定した報告はない。
エ．発震機構（また1ヰ破壊過程）の変化は，発震機構の決められないものについては，（ア）初動の星取り表を作って可能な限り評価しているもの（Ishida6砲1．，1980，1978），（イ）クラスターの混合による発震機構を求めているもの（Pechmann6砲1．，1982），（ウ）発震機構の変化の影響を受けないように1観測点での2種類のスペクトルの比を取ったもの（lshida61α1．，1984），（エ）1観測点について初動が変化していないことを確認しているもの（本谷，1984）がある。しかし，せっかく初動の星取り表を作り，かつ時間的な変化を認めているのに，スペクトル特性の変化の解析において言及していないもの，P／SVの振幅比の時間的変化をおさえているものの震源位置を個々におさえていないもの，また全く評価していないものもある。

なお，MO〜4程度の小さな地震を対象としているため，個々の破壊過程まで検討するものはな
かった。

オ．震源位置の変化は，大部分のもので評価している（例えば，Hasegawa6！α1．，1985）。また相似波形に注目する場合震源と観測点の間の距離によって経路の広域的構造の特徴が震源の近接の程度よりも支配的になり，相似波形群が現れる場合も考えられる。なお，次のような報告がある：「引き続く地震の震源が密集するというのは希な現象であり，必ずしも大地震の直前に発生するとは限らないものの，対象とした断層の応力の状況を監視する上では有用な道具となると考えられる」（Pechmannε≠α1．，1982）。例えばSanFemando地震（1971）の領域については，この地

震の直前のを含めて5年に2度程度この現象があった。但し，MLで1．9以上程度の地震について（Pechmannαα1．，198211shidaαα1．，1978）。

カ．使用する地震波形の範囲を吟味しているものは少なかった。使用されていた範囲が明記してあったもの，または暗に示してあったものは次の通り（ここでは前震についての報告だけでなく，群発・余震・本震についてのものも含めた）：（ア）スペクトル変化の評価について①∠13kmと20kmの2観測点について「最大振幅」と「コーダ波がノイズレベルに達す
るまでの時間」（渡辺，1984）②∠25kmの1観測点ついてUDの変位波形の2．5秒分（Bakun召！α」．，．1979）③∠50kmの1観測点についてPの卓越周期（Hasegawa6厩1．，1985）1④∠60kmと88kmの2観測点についてUDの波形のP，pP2．0秒分ずつとS2．5秒分及びPから30秒分（Pechmam召砲1．，1982）⑤∠100kmの1観測点にっいてUDの波形のP2秒分（鈴木，1981）⑥∠120kmの1観測点にっ）】てNS，EWの変位波形のS波の3秒分（15秒分も比較）
一112一

気象研究所技術報告

第26号

1990

（Ishidaαごzl．，1980）⑦∠140kmの1観測点について帯域フィルターを施したEWの波形のSHの最大振幅一（辻浦，1978）⑧∠150kmと19qkmの2つの観測点についてUDの変位波形のP，S

lO秒分ずっ並びに∠185kmの1観測点についてPとSH（Bakun6∫α1．，1979）。
（イ）波形の変化の評価について①P波から1秒分，速度波形（∠0．5〜1．Okm，西村（1985））②P波から2〜3秒分，3成分（∠〜2．3km，Takeo（1983））③P波から30秒分，UD（∠＜7km，Pechmamε地1．（1982））④P波から0．4秒分，UD（∠9．5〜43．3km，西上他（1982））⑤P波から9−11秒分，UD（∠＜15km，Pechmam6厩1．（1982））⑥P波から5秒分，UD（∠＜17km，Motoya6！α1．（1985），明記はされていない）⑦P波から11秒分，UD（∠25km，Bakunαα1．（1979））⑧P波から0．27秒分，UD（∠25km，本谷（1984））⑨P波から2秒分，UD（∠〜40km，本谷他（1987））⑩P波から15秒分（∠45km，Mori（1989））⑪P波から2秒分と20秒分（∠50km，Hasegawaαα1．（1985））⑫P波から29秒分，UDと，S波から12秒分，EW（∠140km，Tsujiura（1983））［H−2］問題点

ア．一般的問題点（ア）変化の比較基準。

「前震」以前または以後で平生の地震活動として解釈して何らかでも比較しえたものは
1952年KemCounty（M7．7；19年前から）（lshida61α1．，1980）
1975年Kalapana（Hlawaii）（M7．2；7年前から）（Wilson6砲1．，1981）1982年茨城県沖（M7．0；7年前から），1983年日本海中部（M7．7；9か月前から）（Haseg−
awa6渉α1．，1985）

1966年Park丘eld（M6．5；5年後まで）（Bakunε厩」．，1979）

1966年千島列島南部（M〜6．8；1年前から），1967年千島列島南部（M〜6．8；2年前から）（Fedotovαzl．，1972）

1982年浦河沖（M7．1；5か月前から）（本谷他，1987）
だけであった。他は，観測期間が短いという制約から，余震を，暗に，平時の特性を備えたもの

一113一

気象研究所技術報告

第26号

1990

として扱っている。平時の活動がどんなものであるかが分からない場合，報告されたものを予知へ活用できるかは評価できない。
（イ）観測システムの能力不十分な能力（ダイナミックレンジ，周波数帯域が狭い）のシステムのデータを無理して解析し，信頼性が低い結果を出していると評価されている報告がある。
（ウ）紙記録のデジタル化

日本の，プレート内の，M6以上の地震を扱ったものが3つしかなかった（表14−1）。
一般に地震の規模が大きくなると，変化の出るのが数年のオーダーにわたると考えられることか
ら変化を見るには，10年のオーダーの観測・解析が必要となり，また，前震かどうかを波形とスペクトルで判断するには，数値的に過去の記録と比較するのが現状では最も客観的である。しかし過去の記録が紙記録などの場合，デジタル化が必要となるが，分解能や手間の点で質量ともに満足のいくデジタル化の方法が現状では無い。

（エ）群発地震との区別または本震のMの推定
群発地震，即ち際立って大きい地震がないような活動との区別を行う場合，社会的には，発生している地震が「前震」か群発かを解釈するよりも，その活動の最大の地震を本震と解釈してそのMを推定することが必要である。しかし，波形・周波数特性の時間的変化から本震となる地震のMの推定を行う試みは行われていない。
（オ）「ノイズ」の除去「pathの媒質の変化」を除去するには∠を小さくすることが不可欠であるが，これが難しい場
合，対象とする領域（将来の本震の震源域）と観測点の間及びコーダ波を生成する周辺媒質の特性の時間変化をおさえる必要がある。また，都市部での観測の場合，交通等の雑微動の評価が不可欠となる。

（カ）前震について，時間変化の調査の対象とする地震の，Mの最小値の設定基準がない。
（キ）使用する地震波形の範囲の設定基準がない。

イ．スペクトルの評価における問題点

発生する地震群のMのばらっきが大きい場合，そのMの大小に応じて，得られたスペクトルを補正することが必要となる。これを行うには，M4程度（震源域の代表的長さ〜1．6km）以上になると震源のモデル化が必要となると考えられる。このため，この程度の大きさ以上のものでは，スペクトルの評価は震源モデルに依存することになり，各前震の震源過程が解明されない場
合定量的に精度の高い評価を行うことは難しくなる。

［皿一3］改善策

より具体的内容の提言は「［VI］本項目の利用形態」の所で述べる。

一114一

気象研究所技術報告

第26号

1990

ア．一般的問題点について（ア）変化の比較基準として，「平生の活動」を探ることができるように業務観測はもちろんのこと研究観測にっいても，対象とする地震や地域に応じた必要な観測継続時間を推定し，これを確保する。

（イ）対象とする地域の地震活動の特性に応じて観測システムの帯域・ダイナミックレンジを解明し，これを確保する。

（ウ）過去のアナログ記録について適切なデジタル化の方法を開発し1データの質の改善に努める。

（エ）「「前震」が発生してからの継続時間と対象地域の地球物理学的・地質学的特性から本震のMを推定する」というような地球物理学的研究を推進する。
（オ）観測点を，狙った（これから起こる）本震の震源の近くへ持っていくのは勿論であるが，周辺媒質の特性の時間変化をおさえる方法も開発する。また都市部の場合は，背景ノイズの除去を行う方法も開発する。

イ．スペクトルの評価における問題点について
各前震の震源過程を逐次理解していくような解析手順を確立する研究を推進する。

なお，Pathの媒質の時間変化やSiteの特性の時間変化について，コーダ波，常時微動，及び反射波・変換波などの波形・周波数特性の変化を使って捉える研究を進めることも必要である。

［皿］前兆として見出すことの可能性

上述の改善策を採りうれば可能だろう。

［W］前兆として当該現象が現れるメカニズム［IV−1］考えられていること

ア．相似地震群（震源が相互に密着した地震群）の起こる理由（ア）Pec㎞am吻1．（1982）は2つの考え方を提示している。ひとつは，本震の震源断層に沿った滑りを代表していると考えるものであり，もうひとつは，接続している断層のクリープ的な動きで断層間をつなぐ横断的な構造が，活性化され，限られた空間にほぼ等しい発震機構の地震が発生すると考えるものである。

（イ）Tsujiura（1983）は群発（最大地震を本震と考えれば，それ以前の地震を前震と考え得る）の場合についてひとつのEarthquake

Familyに所属する地震群は，同じ断層面で繰り返し滑ること（言い換えれば各地震が不十分な破壊しか起こさないこと）により起こると解釈している。
なお，相似地震群は固着滑り（stick−slip）であると考えているものもある（有珠火山について，

Takeo．（1983））。また，固着滑りは，室内実験によれば，温度の低い状態で起こり，温度が上昇

一115一

気象研究所技術報告

第26号

1990

するに従って安定な滑りとなるとのことである（Brace，1977；大久保（1989）が引用）。
（ウ）群発での波形が相似になり，前震で非相似になるのは，群発は，テクトニックな応力が局地的に集中しているのに対し，前震は，より広い範囲，例えば本震の震源域を含む範囲まで広い領域について集中しているからである（Tsujiura，1983）。

イ．前兆現象としての「周波数特性の時間変化」について（ア）E丘ectiveStressσ．承∠σ＋α鱒＋の舘∠σ，ここで，α，．．：静的摩擦応力と初期応力との差，

σ2：最終応力）に当たる応力の時空問的移動（渡辺，1974）（4σの時間的変化）（イ）空間的に平均的∠σ（＝∠碗1。b、1）の大小が決っており，本震が発生する付近とその周囲との，平均的∠σの違いが，前震と余震と比較している場合の時間変化を引き起こしている（Tsujlura，

1977〉。

L（ウ）岩石破壊の実験結果（Kusmose6！α1．，1980）を参照すると，応力レベルが高まることにより高周波が多くなる（Ishidaαα1．，1984）（∠σ増大）。（注）吉川他（1988）は，応力レベルが高いと体積歪のステップ現象の発生が多いことを報告している。

なお，次のような考え方もある：①余震に比べ「前震」では，周波数成分のゆらぎが大きくなっている，という報告では，
震源（破壊）過程の違いによっているとしている。すなわち余震が双方向破壊（bilateral

rupturepropagation）であるのに対し，前震は一方向破壊（unidirectional

rupture・

expansion）の傾向が強いという観測事実と対応づけしている（Bakun6∫81．，1979）（これは，破壊過程の変化というノイズを観測していることになる）。

②前震の波形が相似になる場合と非相似になる場合とあるのは，前震活動の時商的発生様
式が違う（すなわち，相似となった例の場合は本震の2年前に発生し，非相似の場合は本震の10日前から発生した）ことからわかるように，前震活動め型がそもそも異なるとしている（Tsujiura，1983）。

ウ．小さい地震のんの地震モーメント妬依存性が変化する理由
この現象の理由については3つの可能性が考えられている：①観測点下の媒質の影響（site−controlled

e丘ects），②小地震では破壊伝播速度が終端速度に達しない，③破壊が伝播するのに必要な臨界長のクラックより小さい（木下，1988）。
エ．総合的なモデルについて（ア）Asperity

mode1（lshida6！α1。，1978；金森，1980）による説明（lshida6♂α1．，1984；

Hasegawaε厩1．，1985〉。地域によりAsperityの大きさ，強さ，分布が異なる。
①弱い部分のsubfaults、は先に壊れ，応力はasperity内に集中する。前震活動（asperity内

でsubfaultsがひとっひとっ壊れる現象）は本震（最強のsubfaultが壊れるとき発生）の

一116

一

気象研究所技術報告

第26号

1990

震央近辺に集中（クラスターの集約化！し，それらに伴う応力降下量は，バックグラウ
ンドの地震についてのものより平均的に大きい（∠σ増大）。さらに，本震発生に伴う急激な応力変化は伝播し，周辺の弱い領域に破壊を引き起こす（余震）。従って余震は前震に比べ低周波エネルギーが大きい（lshida6！α1．，1984）。

②asperity上に地震はまとまって発生。よって地震の位置は近接し，発震機構も揃い，波形も似てくる（Pechmam6！α1．，1982）（最大相関増大）。なお，M2〜3では破壊時間

そのものが0．2〜0．3秒程度なので，波形は，震源過程の詳細よりもradiationpattemで決まってくる（Pechmannαα1．，1982）。なお，余震活動について次のように説明されている。

1つのクラスターのメンバーが多いということは，1地震1アスペリティの考えから見るとその領域のアスペリティが相対的に弱いことを意味し，余震もより多く発生することになる（Pec㎞annαα1．，1982）。また，Asperityの物理的性質について次のように考えられているd
摩擦力がすべり速度に依存する（例えばOhnaka4α1．，1987）場合，巨大地震のアス

ペリティはr準静的な力に強いが衝撃に弱い」部分であり，その回り（破壊伝播を律速する領域）はこの逆（菊地，1988）。さらに，波形が似ている周波数に応じて相互の接近の程度が推定できるとも考えられている（ex．β＝3．4km／sの所で4Hzまで相似→波長／4≒200m。直径200mの範囲内で両者が発生）（Ge11er6厩1．，1980）。「1つのクラス

ターに相当するものとして弱面Fを考え，その面上に更に破壊強度の低い部分A〜Dが存在すると考える。F上に働く勇断応力が増加すれば，まずA〜Dが順に破壊する（最大相関増大）。そして応力集中により，F全体が破壊（∠σ増大）して最大の地震を発生」

する（西上他，1982）。また，「クラスターの面上には破壊強度の高い部分が点在し，ここが応力集中により破壊開始点となり，破壊領域がクラスターの大半に広がる」と考えている（西上，1986）。なお，地震群の型（宇津，1970）やb値（またはm値）との対応も含めて説明しているものもあり（lshida6地1．，1984），1−B2型（本震一余震型）になっている前震群は相似になると考えているものもある（Motoyaαα1．，1985）。さらに「Pから0．5秒まで似ているがP〜S（4秒）間全てまで見ると，地震毎に微妙に違っているというものが余震活動にはある」ことから，「Pのコーダ部分が本震領域の散乱を反映しており，真の本震の後では，散乱が大さくなり，震源の微妙な違いがコーダ部に現れ易くなった」と考えているものもある（本谷，1984）。
（イ）モデルに対応するAsperityの実体について

基盤（変成堆積岩）とさらにその下の層の間の遷移層（10kmの深さ；maHcintrusiverock）の不規則性に関連しているのではないか（lmperial

ValleyにっいてPec㎞am6！α1．，1982）。

一117一

気象研究所技術報告

第26号

1990

脆性（brittle）から延性（ductile〉な変動へ遷移（深さに応じて）する部分への応力の集中（Pech−mann61α1。，1982≡伊藤，1989）［IV−2］考えうること

周波数特性の時間変化は「震源過程の統計的性質」の時間変化を把握し，また，波形の時間変化は「震源過程における破壊の時間経過やその順番の時間変化」を把握するという特色をそれぞれ持っている（菊地，1988）。しかし，個々の地震の性格を調飛るのでなく，複数の地震から，統計力学的に地震発生域の場の状態を調べる場合においては，周波数特性の平均の時間変化は，場の主応力の大きさの時間変化，及び破壊される部分の強度の時間変化を意味すると考えられる。

また，波形の時間変化は，場の主応力の方向の時問変化及び震源位置の時間変化を意味すると考えられる。

「群発と『本震がある活動』とは，Mの予測という観点では，本質的な差はない」という前提で以下の議論を進める。そこで，ここでは，概説の［1−1］のうち「群発地震との区別」を除いた部分，概説の［1−4］及び前節の「［VI−1］考えられていること」に含まれている観測事実を全て満足するような総合的モデルを考える。

ア、総合的モデルを構成する部分モデル（ア）相似地震発生のモデルは，既に提案されている次の2つのもので全て尽きていると考えられ，これら2つの種類が存在すると考える。

①加わっている高い応力に順応するまで生ずる固着滑り（同じ面で繰り返し滑る；震源の半径R一定；震源域同じ）（以下固着滑り型と呼ぶことにする），②同じ面上1こ密集して破壊が発生する（Rがほぼ等しく，震源域が異なる）（以下クラスタ
ー型と呼ぶことにする）。

また，上述の発生面についてのモデルも，既にPec㎞am6」σ1．（1982）が述べている次の2つで尽きていると考えられ，これら2つの種類が存在すると考える。

①将来発生する震源断層上，②断層間をつなぐ横断的な構造。
これらは震源の階層構造（Fukao6砲1．，1985）を前提とする場合，同じことをいっているとも言える。

結局，相似地震群の特徴は上のモデルで次のタうに説明できる。相似地震群は固着滑り型（定常群；んはMmaxに依存し，一定）とクラスター型（突発群；∠σは価の増大とともに増大；活動の終盤に最大地震）の2種類あり，また，破壊過程全体から見て，対象としてりる時間の長さはごく一部であることから，標準的な破壊の特徴（グーテンベルグ・リヒターの関係）からの揺らぎが大きい（M別頻度分布はピークや平坦部を持つ）。

一118一

気象研究所技術報告

第26号

1990

（イ）∠σの局地的変化のうち，∠σの増大については既に述べられている応力レベルの高まりに伴う応力集中ということで十分説明される。∠σの減少については次の総合的解釈の中で述べる。『イ

波形・周波数特性の前兆としての時間変化の総合的解釈

震源過程のモデルを援用する（Mori，1988，1989）。

まず，次の仮定を置く：①破壊伝播速度砂と破壊速度∂は一定②震源域の平均的ストレスドロップ∠碗1。b。1は，本震については地域毎一定③∠σ1㏄、1（各Patchの∠σ）は一定（Patchについては図14−6の説明参照）。
そして，Speci恥Barrier

Model（Papageorgiou6砲1．，1983a，b）で提示された構造を持ち，かっPatchから構成されるような媒質モデルを，仮定する（図14−6）。さらに，最小のPatchSize（図14−6の物を一辺の長さとする正方形）があると考える。各地域の媒質の特徴を決めるものとして，対象とする地震活動（対象とするの範囲で決める）の最大のMの地震（本震）における断層の面積（おおよそr2／2，ここで四は断層の代表的長さ）とPatchの面積（（2ρ。）2，ここで2ρ。

はBarri6r

Interva1，即ちPatchの直径）との比をとってくる。これらの比の大小，言い替えれば，クラックの数（すなわちPatchの数）nの大小は各種存在すると予想されるが，説明上の都合から，ここでは，2グループ（％小（G1）と％大（G2））があるというモデルを仮定する（図14−6）。

各グループに属する地震について時間を追って現れる現象を統計的側面から見ると次のようになる（図14−7）：

前震発生の段階（対象域内のある領域［将来の本震域］で臨界のレベルを差応力が越えた状態）に達すると，将来の本震域（観測対象としている地域のうち，応力が集中している領域［図1杢7の左のA］）のAsperity（Patch内の部分）が壊れることで，「前震」は発生する。なお，ここでは，対象として，統計力学で言うTっ分布の考えが援用できる時空間範囲をとってくるものとす
る。

銘小の地域（G1）の場合は，前震発生の段階では地震が密集して発生する確率が高いので相似
地震群（特にクラスター型）が発生する頻度が高まる。また，∠碗1。b、1が大きい地震の数が増大する。

一方，麗大の地域（G2）の場合は，Barrierブロック（図14−7の斜線部）の分布の関係で地震が密集して発生する確率は前震段階以前と殆ど変わらない。よって，G2領域では前震の∠碗1。b．1が変わらないという観測値が期待され，∠㎎1。b、1が減少ということは期待しにくい。しかし，周辺とのコントラストで∠碗1。ba1が減少するように見えることもありうるだろう。

このモデルの基礎となる％の値は加速度パワースペクトル密度（Papageorgiou6渉α1．，1983a，bl

Aki6砲1．，1988）及び震源過程の解析結果から推定される（図14−8，表14−4）。図14−8では一119一

気象研究所技術報告

n

第26号

Gl

5mq

1990

n

G2

lqrge

n・2

nニ18

↓

↓

囮吻吻四吻
囮圃翅四囮

唄にレ

吻吻吻刎一吻一一一2，ρ。

。・2鳥一

翅刎吻刎脇
W

一一一一一一W

図14−6媒質モデル（％小のG1とπ大のG2の2グループからなる）このモデルでは次の仮定をおく：①媒質は，強い部分（斜線部分）と弱い部分（Patch）とからなる。
即ち，∠6。c、1は弱い部分だけに注目した場合，地震によらず一定であるσ②弱い部分（Patch）の数％は地域毎に決まっている。
即ち，地震発生準備領域が広ければ，Patchサイズも大きくなり，地震発生時において，震源領域全体の平均ストレスドロップ∠碗1。b、1が地域毎に変化しないで一定である。
∠σ91。ba1＝々＊（U／四），∴W＝々＊（U／∠σ91。ba1）

ここで，々は比例定数，Uは平均滑り量，PVは震源域の代表的長さ。
∠σ1。ca1＝々＊（U／（2ρo））∴2ρo＝々＊（U／∠σ1。ca1）

ここで，々〆は比例定数，Uは平均滑り量，2ρ。はPatchの直径（Barrier．η一1＝々

Interva1）。

＊（2ρo）2／（VV2／2）＝o＊（∠ゴσ91。bal／∠1σ1。ca1）2＝01＊（∠7（竜1。ba1）2

ここで，々，c，c〆は比例定数③最小地震の大きさが存在する。最小の正方形（一辺の長さが掬）がそれに当り，この正方形が組み合わさって全体が構成されている。

一120一

気象研究所技術報告

第26号

1990

データがあまりに少ないがG1とG2を分ける境界としては，目安にすぎないが，η＝5くらいが適当のようにみえる。

このモデルを利用すると先行時間ゆとMの関係のばらつき力玩を導入することで説明できる。すなわち，箆が小さヤ】G1地域では，バリアーが偏って分布しているので，％が大きいG2地域に比べ，応力がより小さい時点で「前震」が発生しやすく，従ってMが等しい地震でもG1のものはG2のものに比べ統計的には乃が長くなると考えられる。
よって，次のようにおけると仮定する：

乃一α（班）露一γ

log乃＝10gα（班）一γ10g錫（∠1σg1。ba1）（1）

ここで，α（π）はMに依存した比例定数，γは正の定数。

一方，本震の％が等しい地域，すなわち本震の∠碗1。b、1が等しい地域での乃は本震の波動エネ

ルギーEsが大きいほど長くなると経験的に考えられる。よって，次のようにおけると仮定する：
乃＝6（∠碗1。b、1）Esε1097》＝10gわ（∠7σ喜1。ba1）十ε10g
ここで，6（∠σ、1。b、、）は∠

Es（〃）

（2）

碗、。b、1に依存した比例定数，εは正の定数．

一方，

log
ここでo、

，02

Es＝01

は定数。（例えば，G−R式では10g

〃十62〆

（3）

Es［ergl＝1．5燃＋11．8）。

また，図14−6の説明から，％一1−C〆＊（∠σ91。ba1）2

一lo9錫＝1096〆十2＊109（∠1σgl。ba1）

（1），

（2），

（3），

（4）

カ〉ら，

109α（躍）＝ε10g

Es（躍）十6＝ε（o、〆躍＋c2ノ）＋6

一121一

（4）

平生の地震活動の時期

吻吻％脇囮
翅吻翅吻吻

．Ili互ゆ・
将来本震が発生する領域（差応力小）

一つの前震，．

吻刎吻r猛泌一一
ぽ ．rレ

一

1

l

l−R一一一既翅醗盟吻…1

［鵬田

腰8珈

誌Nー

（差応力大）

C

α，

u

一一
し

R

一一uαR

亀

Ω、αR2UαR3

前震

一、＿．

平生

．：、￥

：、、

：

、、

R＿＿，u，。⊂r、dl。gΩ

△σelob』lo⊂UR一1

・

…・一

・。・rゆ

fo（x：R騨1

lo9．Ω

、

ごOO

u

△σ81。b8t＝△σ1。。

fc氏R

平生

緩

二こ＼

前震

△σ810ba

ヤ
N

fc

fc
図14−7

（説明文123ぺ一ジ）

1Ω。1儀R2U，αR2r

i

k）gf

劉麺蚤ヨ露謝歯串

震『famny

前

︑ー州⁝

［1互1ゆ

つ

のhK

﹈一監L﹁し前震活動期

Iα：U7R騨1

働．慨陣ザビズ、lof気象研究所技術報告

図14−7

第26号

1990

クラックの数銘から期待される前震の特徴の違いの説明図。左側の二つの四角は統計力学で言うTっ分布の考えが援用できる空間範囲。上が平生の状態の時期，下がAに応力集中が起こり，前震が発生し始めた状態の時期。中及び右の二つの大きめの四角は左の四角の領域のうち，これから地震が発生する領域である小さい四角の部分Aを拡大したもの。中の図がG1グループの場合（例として％＝2をとった），右がG2グループの場合（例としてF18をとった）。斜線部
分はバリアー（Barrier〉の部分で本震発生までは破壊されることがない領域。中下図（G1）に発生した小粒の地震（この例では5個）は相互の距離が近接しているのでfamilyを形成し，この状態の時，平生に比べ発生領域がAに限られていることから，その発生頻度は相対的に高い。

右下図（G2）では小粒の地震（この例では3個〉は相似地震となりうるがその発生確率は，バリアーの空間分布の特性から，G1に比べ低く，発生領域が限られたからといって特にその発生頻度が高くなることはない。

下のグラフaは中下図（G1）に発生した大粒の前震のうち代表的震源の長さがRのものについての滑り量の空間分布。グラフbはその場合の震源関数のスペクトル。

バリアーが偏って存在するため前震の破壊の中間にバリアーがはさまる確率が低いので，平均的滑り量UはRに比例し（平生はRの割にUは小さくなる），当該前震の∠σg1。b・1が∠6。，、1に等しくなる（平生には∠σ91。ba！は∠α。，、1に比べ小さくなる）。地震モーメントに比例する震源関数のスペクトルの平坦部分の大きさ仙は平生に比べ，R（コーナー周波数九に反比例）の割比大きくなる。従って，地震モーメントの割に高周波成分が多いことになる。

下のグラフcは右下図（G2）に発生した大粒の前震のうち代表的震源の長さがRのものについての滑り量の空間分布。グラフdはその場合の震源関数のスペクトル。

バリアーがG1に比べ一様に存在するため前震の破壊の中間にバリァーがはさまる確率が高く，

平均的滑り量U〆はRより小さい7に比例し（平生はRから7までの色々な大きさのRに比例するので，前震の場合に比べ，平均的にはより大きいrに比例することにやる），当該前震の∠碗1。b、1は∠6。，、1より，はるかに小さくなる（平生には∠⑳。b、1は∠α・ca1に比べ平均的に小さくなる）。地震モーメントに比例する震源関数のスペクトルの平坦部分の大きさは仏〆は平生に比べ，ノ〜（コーナー周波数んに反比例）の割に小さくなる。従って，地震モーメントの割に高周波成分が少ないことになる。

また，

1091う（∠1σ91。bal）ニーγ109銘十〇＝γ（1096

ここで，6

十2＊109（∠1σ81。ba1））十c， ♂ は定数。

よって，

一123一

気象研究所技術報告

第26号

1990

1097》＝c1ルf十62一γ109銘1097〕）＝＝03＊109（∠1σgl。ba1）十c4十εlog

Es

ここで，6、，62，03，04は定数。

6、として経験的に求めた力武の式（10g乃［日］＝0．6」4＋1．01）を参照して0．6を使うことにする。すると，
log鋸＝一（1／γ）（（10g乃一〇．6ノ妊）一62）

n

100

宇

一く＞0。006

．尋

G2
＊

10
1（発震

GI

l

l＞490
〈〈s。r〈《3

1
図1杢8

5

6

7

8

クラック数％の実際の値
横軸は盟5ないしは砺。縦軸は％。

Aki6∫41．（1988）から計算して求めた物及び公表されている震源過程の解析結果から推定したものの両方を含む。黒い点の地震はG1に期待される前震の特徴を持つもの，白い点の地震はG2に期待される特徴をもつもの。×はこの種の前兆の報告がなされていないもの。添え数字は，報告されている本震発生先行時間（日数）。縦棒は％の推定誤差の目安。横棒があるものはMが〃乙のもの。但し，1980年伊豆半島東方沖はG2の特徴を持つ地震が発生した領域に発生したのでこ

こではG2に分類した。破線はGlとG2を分ける目安。

一124一

気象研究所技術報告

表1杢4

地震名
1857年Fort

Tej。n1906年SanFrancisco
1933年Long

Beach

1952年KemCounty1968年Borrego

1990

本震の震源Φ不均質性の特徴（年代順）

Ms

or替」L（km）

8．3〜300．0

8．3

W（km）

2ρo

n特徴

〜15−20。01510

20一一〜300．0〜15r20．015，020一一一

6．3

30．0

7．7

1966年Parkfield

第26号

15．0

70．0

（Mし5．6）

Mountain6．7（翫6．4フ

，

35．0

33．0

＊2

20．0

105一一一10．0
ん4．0−6．0

一一
一一一

一一

7．0−9．0

395

3G1

＊3

55G2

0．51

12一一一

〜0．90

＊5

Tp（日）．

〇．30

＊23

15．0

11．0

△Umax（m）

0．006
一一一

1971年Sap Femando
6．6
1975年Kalapana
7．2
1980年伊豆半島東方沖 6．7

2●0−3●0560，730
20．0 14．0
＊9
4G1
730
※40 ※20
一一一※3−8G1 一一一※※20※※8
一一一＊＊3−6一一一 ※※〜2．41（発震機構による）

1984年長野県西部＊＊＊12．＊＊＊6

6．8

一一＊＊＊＊2G1＊＊＊〜2．2＞490

Papageorgiouetal．1983bから
et aL1988の図から読み取った※Wyss et aL1981Fig．18から読み取った＊＊Takeo1988Fig．12から読み取った＊Aki※※Takeo1988から＊＊＊武尾他1986から＊＊＊＊武尾他1986

第2．1．10図から読み取った

ヨ

YEbel

et

a蓋．1982カ・ら

nは筆者が計算または解釈
Tpは表14−1からよって，横軸に1。g7》一〇創4，縦軸に1。喜πをとると，その傾きから一（1／γ）が求まる（図14−9a）。

図14−9aから，（02，γ）＝（2．59，8．5）〜（0．10，3．3）となる。

すなわち，
Io9乃）＝0．6ルf−3．3109，￠十〇．10

または，1097ンリ＝0．6ノ匪一8．510g，z十2．59

これらに基づきを図14−9bにG1とG2を区別する線を引いてみると％〒6〜22となる。また，力武の式・（力武，1986）と一致する線はπ＝2〜3となる。

一125一

気象研究所技術報告

第26号

1990

も
ひ

／％

4

灘愚

doy
1600

10年

1年

Φ◎

︶

︵U

−

6

n5

︑々︑

O

1週間

・驕

︑

・

−

6

1時間

、

、

免1

、

、

、

い、

、

、

、

0ρ1

55

々，

r5r4−3r2−1

MISα納」！0分b0
図14−9a

Φ︐

々

●Φん

りo咽

︑
、

10gTp−0．6M

聡

■●

︑
︑

︑

＼︑・●

︑

︑

56﹄︑塾
︑︑

︑
︑︑

︑︑

＼

5

︑︑

オ

無＼よー

＼

1臼

響

1

難

︑︑

一も
＼マ︑︑

20
10

1月

log7》一〇．6班と10gκとの関係

黒丸はG1の特徴を持つ前震があるもの，白丸はG2の特徴を持つ前震があるもの。但し，1980

年伊豆半島東方沖はG2の特徴を持つ地震が発生した領域に発生したのでここではG2に分類した。縦棒はηの推定誤差の目安。横棒があるものはMが妬のもの，または乃がさらに大きいことが予想されているので矢印の方向ヘデータが移動する可能性のあるもの。目の子で最大の傾きと最小の傾きを持つものを破線で示した。それぞれγが3．3と8．5となる。

図14−9b

本震発生先行時問乃と本震の表面波マグニチュード跳（ないし砺）．との関係

黒丸はG1の特徴を持つ前震があるもの，白丸はG2の特徴を持つ前震があるもの。三角はどち

一126一

気象研究所技術報告

第26号

1990

らとも言えないもの。縦棒は乃の推定誤差の目安。矢印があるものはそちらヘデータが移動する可能性があるもの。横棒があるものはMが妬のもの。添え字はnの値。同じ燃の地震でも
η｝1の大小，即ちその地域固有の平均的ストレスドロップ量である本震の∠σ、、。b、，の大小によって乃は変わってくる。地域固有の∠σ、夏。b、1が大きい方が先行時間は跳の割に長くなる。銘＝1の範囲とη一5の範囲は網をかぶせた。実線は力武の式（％一2〜3に対応する）。波線はG1とG2と分ける線として引いた（％ニ6〜22に対応する）が，必ずしもきれいに分離できない。Tpについてはさらに十分な吟味が必要なことがわかる。なお，四角は発震機構によるもの。

［V］実用に供するための現象の客観的表現及び必要な観測性能について［V−1］地震波形の時商変化監視のためのもの
ア．最大相関係数（peakcross−correlation（pccと略記）C勿（郷）（周波数別に計算））（Pechmann

α召1．，1982）

伽（解〉一A−1（li／（酬刎）｝蹄）〃（％＋窺）一〈∬（κ）〉〈〃（銘＋郷）＞）

ここで且…｛〈∬2（％）〉一〈廊）〉2｝112｛〈〃2（η＋勉）＞一〈（％＋吻）〉2｝112〈必（％）＞≡｛1／（1v−i刎）｝Σ灘（％）；鋸二〇〜N一解一1

for彫≧oπ
盟二1刎〜ノV−1

灘，〃；time

series；for窺＜0ノV：length

区別の．目安：①ファミリー内では0．9以上，ファミリー外では0．5以下（西村，1985）②0．6以上（Pec㎞ann6∫召1．，1982）

なお，Family相互の関係を見るのに，最大相関係数の行列（Pec㎞am召♂α1．，1982）を作るとわかりよい。また，帯域フィルター処理をして周波数に応じた相関を見ると近接の程度が推定できる。

イ．Pの卓越周波数
ウ．相対エントロピー（伊藤他，1987；伊藤，1988）で相似性を定量表現
2つのデジタル波形妖翅），〃（％），解析区間［0，T］，刻み幅∠！，ノV罵丁匹4！，（錫＝1，1V）を非定常自己回帰（非定常AR）モデル

ゴ〃i（％）＝Σαご（ん，η）〃ゴ（π一左）＋卿ゴ（κ）

彦犀1にあてはめ，の，勧の分散σ多，及び砿（i＝1，2）を決める。

一127一（乞＝1，2）

気象研究所技術報告

第26号

1990

モンテカルロ法で次の値を計算する。

相対エント・ピー一E協鱒［砒％）一碗（勧齢一ん）7］（注）ξとηの相対エントロピーS（ξ1η）

S（ξ1η）｛，，，T、疎）1・9麟蕩

ここでξ，η：［0，T］上で定義された，pathが連続な確率過程∫ξ，∫η：確率密度

Pξ（A）一五爾轟以下ηにつレ】ても隊

戸（A）…≡P（〃；ξ∈み〉；：根源事象［V−2］地震波の周波数特性の時間変化監視のためのもの

ア．各地震について統計処理に耐えうるだけの観測点数がある場合（ア）P波初動のパルス幅（τh）とM（または観測システム応答特性補正を施した変位パルスの面積＝島）とからストレスドロップを計算。即ち，大量のデータを平均することでメカニズムの変化は消去しうると仮定して，パルス幅から震源の代表的長さLを推定し（Ohtake，1986），砺

から経験式を使って陥を求め，LとMから∠σを求める。
（イ）周波数のカバー帯域の異なる2種の地震計システムによる2っのM（Tsujiura，1977）の差を地震発生順に積算（大竹（1987）はSDMと呼んでいる）し，その項番に応じた変化の傾きを見る（大竹（1987）は1協一ハ4Tを利用。躍y（1〜10Hz）は渡辺の式，ハ4T（0．3〜lHz）は坪井の式から（宇津，1984参照））。

（ウ）有感範囲から決めたMとMJとの差（大竹，1987で引用）（エ）F−PによるMと最大振幅によるMとの差（渡辺，1984）（オ）softness（sと略記）（渡辺，1974）「地震そのもののもつ性質のうち，Mによるスペクトルの平均的な変化をとり除き，地震の規模を規格化したうえで得られる周波数領域における特徴を表すもの」。最大振幅の周期五と変位振幅から求めたMとの平均的関係（10g五＝α〃一6，αニ0．35，6−1．65）からの隔たりを表す量
で，測定誤差によるばらつきの範囲を±5．0とおいた量S（五，M）。式で表すと，
S（乃，班）〒0．5×α一1×∠M−1×（1・9乃一巌＋6）

一128一

気象研究所技術報告

第26号

1990

但し，∠200km以内の浅い地震を対象とする。（それは，、4200km以内の浅い地震の場合，その記象上の最大振幅は，実体波もしくはその変成波に相当するため，経験的にその最大振幅の周期

丁はMのみに依存し，∠（＜200km），Q，及び発震機構には殆どよらないから。但し，記録に現れる卓越周期は地震計の特性に依存しているのでT−M関係の式は地震計システム毎別々に与えられることになる。上記の式は阿武山のウィヘルト変位計についてのもの。なお，変位または速度に対して平坦な特性奪持っ地震計ではこのTはスペクトル曲線のピークの位置とほぼ一致する）。S＞5の地震はMの割に7kが大きく，平均的な地震と比べ低周波成分が多いことになり，

S＜一5の地震は逆に高周波成分が多いことになる。なお，最大振幅が振り切れ乃が読めない場
合は次の経験式を使う：
S＝24×（乃4F．P一％）±7（阿武山のウィヘルト変位計についての〃F−pなので，地震計の特性によって補正が必要。な

お，±7の項は渡辺1974にある図から読み取った。）

イ．観測点数が少ない場合（ア）スペクトルそのものの利用

path（例えばQの影響（Tsujiura，1977，1983））とsite（例えば周波数特性（Tsujiura，1977，
1983），地形，極浅い部分のインピーダンス）の両方の影響を補正（Qについてはexp（π酬Q）またはexp（ゆ1Q／γ），ここで渉は走時，7は経路の長さ，γは経路の平均的速度；siteの周波数特性についてはCoda波の比較観測から求めた補正値（例えば，辻浦，1978；Tsujiura，1983））した後，「フーリエ変換」または「バンドパスフィルターを通して得られる記録」（Tsujiura，1977；

Pechmann6地1．，1982）によるスペクトル（震源スペクトル）9（の）からコーナー周波数（ん），

低周波平坦部（島）を読み取り，次のいずれかを計算する。
①ストレスドロツプ（∠σ）（Bruneモデルでは∠σ㏄恥×ん3，Bmne（1970，1971））②高周波・低周波の卓越度（伊藤他，1987）

高周波卓越度許か（ω）Ig（の）防低周波卓越度一ガ∫。。L（ω）19（ω）F4砺

ここでA≡∫。。lg（ω）隔E（ω）＝1／［1十exp〔一C（6リーωo）〕】

一129一

気象研究所技術報告

第26号

1990

L（ω）ニ1！［1十exp（Cα♪）〕，

ここで0，ω。：経験的に決める定数（イ）P波初動から2秒間UDをゼロクロス法による卓越周波数で評価（鈴木，1981）［V−3］地震波の波形・スペクトルの時間変化監視に当たっての環境条件把握のためのもの
ア．「前震」の発震機構（「11．発震機構」参照）

イ．地震波伝達経路の⑫をパルス幅τから推定
τ＝恥＋C！Qρ一1（経験則，Gladwin6！α1．，1974；Ohtake（1987）が使用）

恥：震源での初期パルス幅

バ走時

c：定数
ウ．断層面の法線と波の射出方向とのなす角（θ）と地震波伝達経路ののの同時推定（増田，1987），

初動半サイクルのパルス幅τhは次のように表現できる。
τhニC（！（？ρ一1，ん）十Ch（ん）×Co（左）×ノ『1，

ここでCh（左），C6（斥）．：震源モデルで決まる量ん…≡（珍×sinθ）／α，

バ走時
77：破壊伝搬速度，
α：P波速度工．

震源計算
例えば次のものが使われている：（ア）震源の相対位置の精密決定

Cross−spectrum法（高木（1988）が使用）（イ）相対位置の再決定
マスターイベン．ト法（Johnson6！召1．，1976）（Ishida6砲1．（1984）が使用）（HYPO71（Lee6地1．，1975）を使って計算（lshida召厩1．，19781

Pechmannαα1．，1982））（ウ）局地震源決定（、4max＝40km）

4点Pタイム法（「2つの波形を重ねることにより，相対的なP波初動時刻を求める手法」の援一「130一

気象研究所技術報告

第26号

1990

用）

（エ）3点以上のS−P時間を用いる方法

大森公式の利用。（例えば，比例定数左を8km／sとする（震源の拡がり1．5km。Tsujiura，
1983））（オ）Homogeneousstation法（Ansel6∫α」．，1975）（Hasegawa召砲1．（1985）が使用）（カ）横ずれ断層沿いの2点における発現時刻差をとる（Bakun6！α1．，1979）

オ．局地速度構造
例えば次のものが使われている：（ア）Imperial

Valley（イ）SanFernando

Cmstal

Velocity

Mode1（Pec㎞am6勧1．，1982）（Hadley6≠α1．，1978）（ウ）山崎断層（西上他，1982）（エ）有珠火山（Takeo，1983）

カ．地震波伝達経路がスペクトルに影響を及ぼす9と∠の基準（Bakun6緬1．，1975）［V−4］当該地域の非一様性の性格把握のためのもの
地震の数の時間変化を調べることによる地震活動の群の分類。地震の群の型（宇津，，1970）によりその地域のAsperityを把握。

［V−5］解析に供する前の処理関係

例えば次のものが使われている：
ア．バンドパスフィルター（ア）3次回帰バタワース（Rader6砲1．，1967）（ex．1−2，2−4，4−8，8−16Hz（Pec㎞歌mαα1．，1982））（イ）アナログフィルター（ex．中心周波数0．75，1．5，3，6，12，24Hz（Tsujiura，1983））（ウ）回帰チェビシェフフィルター（斉藤，1978）（ex．2−4，4−8，8−16，16−32Hz（Motoyaαα1．（1985）が使用））

イ．積分フィルター（加速度記録→変位記録）
漸化フィルター法（武尾他，1981）［V−6］震源過程

波形の合成にっいて例えば次のものが使われている：近地変位に関し，DW
chon，1979；Takeo（1983）が使用）

一131一

method（Bou−気象研究所技術報告第26号［1990［W］本項目め利用形態
本項目は，概説でも述べたようにまだ確立した方法がない。従づて，ここで提示したモデルに基づいてデータを吟味しながら，本項目の変化を解釈していくことが必要である。しかし，実用上からは，ここで述べたモデルはさらに次の点に注意して改良していくことが必要と考える：①
地域別に統計処理できるように解析データ例を増やす，②他の項臥例えば地震の群の型（宇津，1970））などの地震活動の時空間パターン，との関係を整理する，③本項目のノイズとなる現象（［II−1］参照）の除去方法の改善を進める。

本震として予知の対象とする地震としては，M6．0の中規模のものでも人命に影響を及ぼすこともある（例えば，1983年山梨県東部）ので，M6．0以上の内陸型（内陸の浅い震源のものであ
ればプレート内だけでなくプレート間のものも含めるべきであろう）を考える必要がある。

この項目の利用方法は，次の通り：図14−9bによるとここで述べた項目の前兆が現れるのは早い場合M6の地震（％＝1の場合）で13年以上かかる。一方G2の場合6時間程度（％＝6〜22の場合）。従って領域の特徴によってこの項目の用途は異なる。即ち，G1に属する領域の場合には長期予知の段階でこの項目は使い，G2に属する領域の場合には直前予知の段階でこの項目を使うことになる。但し，この解説の中で扱った研究報告は元来この解説で行ったようなデータ整理の仕方を想定していない，また，繰り返すが，ここで扱ったデータの数は甚だ少ない。従って，今後データを増やし，整理の仕方を再検討するなど改善することが必要であり，それまでの一ス
テップとしてこの解説があると理解頂きたい。

例えばの例として，予知の手順は次のようなものが考えられる。

第一段階（長期的予知：10年〜20年先に発生する可能性を判断）監視すべき領域（実用上の観点かち見て適当と考えられる50km×150km程度の広がりを持ち，この領域が統計力学で言うT−p分布を援用しうるもの）の抽出及び全国について時空間的ノイズ
特性・∠碗1。b、1特性の調査を行い，さらに本震の∠碗1。b、1に基づく地域のグループ分け等を行い，これに基づき短期予知のための前兆現象検知に必要十分な観測施設の高密度化を行う。

第二段階（短期直前的予知：2〜3時間先に発生する可能性を判断）
観測網（3年程度維持）で「何らかの時間的変化」の検出を行う。
第三段階（直前予知）

短期直前的予知のための観測に基づいて直前予知のための小規模な機動的（1週間〜6易月で観測
データに基づき場所を随時移動）観測システ』ムによる能動的監視を付加して行う。

この手順の中で，第一段階から第二段階へ（G1の場合），また第二段階から第三段階へ（G2の場合）の流れのきっかけを作る観測項目のひとつとして本項目は利用する。また，発生した地震が目標としていた本震に当たるものかどうかの判断にも使う。

これらのために必要な施設は，第二段階及び第三段階においては，震源・発震機構を必要十分

一132一

気象研究所技術報告

第26号・1990に正確に知りうる目的のために，第二段階における対象領域（本震がM6．0の場合の余震域の広がりから130km2，半径6〜7km）を取り囲む形に地震観測点を未知のパラメータの数（例えば，MO．0〜1．7以上の地震について周波数領域1Hz〜30HzがSN比10dB以上で確保できる場
合，水平2層構造と近似できる地域での震源決定を行うに当たっては，震源（3），2層構造（2），誤差の見積（1）』の計6つ）だけ配置することが必要である。また，地震計システムの性能としては∠6〜7kmのMO．0〜5．0の地震について1Hz〜30Hzが測定できるものが必要である。しかし，これらが必要十分かどうかはテストフィールドでの確認が必要である。

［冊］謝辞

津村建四朗氏には適切なコメントを頂いた。記して感謝する。

（森滋男）

参考文献
Aki，K．6渉召1．，1988：Separation

Califomiaofsourceandsite

effects

ip

acceleration

power

spectraofmajor

earthquakes，国立防災科学技術センター研究速報，80，76．

Ansel，」．H．6≠α1．，1975：Detailed

structureofamantleseismiczone

along

the

using

the

homogeneous

stationmetho（i，．〈履解召，253，518−520．

Bakm，W．H．6地1．，1975：Shear−wave
California，βz61乙

attenuation

San

Andreas

fault

zone

in

centralS6乞s％z．So6．！1％z．，65，439−459．

Bakm，W．H．6砲」．，1979＝AreforeshocksdistinctivePEvidencefromthe1966Park員eldandthe1975
0rovill，California

sequences，βz

Bouchon，M．，1979＝Discrete

1乙S6乞s肱So6．ノ1％z．，69，1027−1038．

wave

numberrepresentationofelastic

wave丘eldsinthree−spacedimensions，∫（％ψ勿＆Rεs．84，3609−3614．

Brace，W．F．，1977：Recent

laboratory

studiesstresstheofearthquake

mechanics

andprediction，∫．P伽

動畝S吻」．，185−202．
Bmne，J．N．，1970：Tectonic

andspectraofseismicshear

waves

from

earthquakes，∫

0吻勿＆Rθs．，75，4997−5009．
Brune，J．N。，1971＝Correction（toBrune

Davies，J．θオσ」．，1981：Shumagin
tectonic

setting，and

evidenceforEbel，J．E．6勘」．，1982：P−wave
earthquake（1970）），ノl

seismic
highgap，Alaska

seismic

complexity

G6の）勿＆R6s．，76，5002PP＿

andPeninsula：History

of

great

earthquakes，

potential，1弓6ρρ勿＆R6s．，86，3821−3855．

fault

asperities：The

BorregoMomtain，Califomia，

of1968，βz4乙S6ゑs〃z．Soα且％z．，72，413−437．

Fedotov，S．A．6砲1．，1972：Progressofearthquake

pfedictioninKamchatka，7セoホo％oφ勿s傭，14ゴ279−286．
Frank61，A．，1981a：Precursors

ing

of

small

to

a

magnitude4。8earthqu参ke，inearthquakes，anomalous

focal

mechanism

一133一

and

the

Virginearthquake

Islands：Spatial

doublets，EOS

cluster

T観％s．，

気象研究所技術報告

Am

第26号

1990

Geophys．Union，』62，963pp．．

Frankel，A．，1981b：Source

parametersandscaling

relationships

of

small

earthquakes

in

the

NortheastemC盆ribbean，B％」乙S跳肱S・乙肋．，71，1173−1190．
Fukao，Y．α

zl．，1985：HierarchyinGeller，R．」．6渉α1．，1980：Four

earthquake

similarsize

distribution，P勿＆E召πhearthquakes

incentral

PZ

z％6義乃z！．，37，149−168．

Califomia，06ρか勿＆Rε＄L観．，7，821−

824．
Gladwin，M．T．6地1．，1974：Anelastic

degradationofacoustic

pulsesinrock，．P勿＆E観hP伽砿

tectonics

the

west−

pattern

before擁痂o鴬，8，332−336．

Goto，K．，1989：Preprint
Hadley，D．6」召」．，1978：Recent
centraltransverse

ranges，seismicity

inCalifornia，βz

the

San

Femando」乙Sθゑs肱Soα且region，andofz．，68，1449−1457．

浜口博之他，1975：波形の相似な地震の発生と二，三の問題，地震，28，153−169。
Hasegawa，A．α召1．，1985：Seismicity
large

長谷川

in

earthquakes，Z弛7云h（猶P泥鼠ム〜8＆

theNortheastem

Japan

Arc

and

seismicity

7セ7名妙zめ．，3，607−626．

昭，1987：1983年日本海中部地震，地震予知研究シンポジウム，79−85．

北海道大学理学部，1982：1981年10月18日支笏湖北方の地震（M4．4），地震予知連絡会会報，27，14−
16．

House，L．αα」．，1980：Investigation

of

two

high

stressdrop

earthquakes

in

the

Shumaginseismic

faulting

forshallow

earth−

gap，Alaska，106ρρ勿＆1〜6s．，85，7151−7165．
Iio，Y．，1986：Scaling

quakesinrelationseismic

momentIshida，M．ε地1．，1978：The
Bz4」。S6ゑs

betweensize

anddurationofbetween1010and1025dyne・cm，／P勿＆勘πh，34，127−169．

foreshockactivityof

the1971San

Femandoearthquake，Califomia，￠．306，14吻．，68，1265−1279．

Ishida，M．et．a1．，1980二Temporal
precedingearthquake

the1952Kern

County，variation

earthquake，Bz4乙S6露seismicity

andspectrum

of

smaII

earthquakes

California，Earthquake，Bz61乙S6濱s肱Soα五盟z．，70，509−527．

Ishida，M．6！召1．，1984：Seismicity
Shizuoka−seibu

of

and

waveformsofthemicroearthquakes

beforeandafterz。Soo。．〆1勿z．，74，605−620．

伊藤秀美他，1987：地震予知支援システム（0次案），私信．

伊藤秀美，

1988：相対エントロピーによる相似性の検出，私信．

伊藤潔，1989＝地震発生層の厚さと火山付近の群発地震・大地震，月刊地球，118群発地震，214−218．
Johnson，C．E．6砲1．，1976：Tectonic
California，January1975，Bz6〃limplications

S（3ゑs肱Soα．A

ofthe

Brawleyearthquake

swarm，Imperial

Valley，

z．66，1133−1144．

金森博雄，1980：地震活動と地震予知一南カリフォルニアの例r地震予知研究シンポジウム，163−
174。
Kasahara，K．1981：Earthquake

mechanics，Cambridge

University

菊地正幸，1988：多重震源の解析，地震，41，619−628．

木下繁夫，1988：fmax周辺の話題，地震，41，629−639．

一134一Press，139．

気象研究所技術報告

第26号

1990

久保寺章，1989：群発地震と広域応力場，月刊地球，118，181．
Kusunose，K．αα1．，1980：Source

prediction，S厩R砂．Tohoku

processofmicrofracture

granitewithreferencetoearthquake

Univ．，26，111−121．

Lee，「W．H．θ砲1．，1975：HYPO71（revised）：A

magnitude，and丘rsnnotion

増田inpatternofcomputer

local

programfordetermining

hypocenter，earthquakes，USGS（功碗F漉R砂．，75−311．

徹，1984＝本震前の応力レベルと小地震のスペクトル，地震学会講演予稿集，2，97pp．．

増田徹， 1987：コーナー・フリークエンシーと初動パルス幅を用いた断層パラメターとQの推定，地震学会講演予稿集，2，26pp．．

水腰育郎他，1980＝有珠山群発地震の広帯域・広ダイナミックレンジ観測一相似地震とその断層運動の平滑化一，地震，33，479−491．
Mori，S．，1988：Temporal
earthquake

variation

prediction

Mori，S．，1989：A，ofwaveforms

andspectrafromtheviewpoint

processbyTemporalofpractical

S6なノ〜6＄．乙6が．，59，35．

modellingofearthquake

preparation

variations

of

wave−

fomsandspectra−theintroductionofcracknumber卜，Sino−JapanConferenceonSeis−
mological

Research

Proceedings，89．

Mori，S．，1989：Preprint．

本谷義信，1983：前震波形の相似性，地震学会講演予稿集，2，156−157．

本谷義信，1984：1981年10月3日ペテガリ岳双発地震群の波形相似性，地震，37，125−129．
Motoya，Y．召麺1．，1985：Wavefom

similarity

amongforeshocks

andaftershocks

ofthe

October18，

1981，Eniwa，Hokkaido，Earthquake，E召君h￠P名6認6ムR6s．，Terrapub，3，627−636．

本谷義信他，1987：1982年浦河沖地震とその予知に関連する諸問題，地震予知研究シンポジウム，61−68．
Niazi，M．6地1．，1982：Probabilistic

nary

analysis，TERA

Advanced

approach

Servicestoearthquake

forecasting，1：compilation

andprelimi−

Corporation．

西上欽也他，1982：小地震およびその前震・余震群の発生過程とクラスター構造，地震，35，523−537．
西上欽也，1986：空間的に集中して発生する微小地震におけるストレス・ドロップの時間変化，地震学会講演予稿集，1，145pp．．

西村裕一，1985：Earthquake

Familyの定量的評価

有珠火山群発地震の事例解析r地震学会講演

予稿集，1，136pp．．
大久保泰邦，1989：・日本列島下のキュリー点深度，月・刊海洋，21，33−38．

Ohnaka，M．6麺1，1987：Constitutiverelationsbetweendynamic
propagation−slipzoneduringstick−slip

Ohtake，M．，1986：Fault

lengthofinitialshear

small−sized

physicalparametersnear

atip

ofthe

failure，7セoホo％oφ勿s歪os，144，109−125。

earthquakes

asestimated

from

the

pulse

width

of

wave，∫P勿s．Eαπ死，34，397−406．

大竹政和，1987：短周期・中期マグニチュードの差による地震波スペクトルの時間的変化の検出，地震学会講演予稿集，2，93pp．．
Ohtake，M．，1987：Temporal
quake

as

derivedfromchange
pulse

of

width

Qβl

in

focal

area

of1984westemnagano，Japan，earth−analyses，∫06砂勿＆ノ〜6s．，92B，4846−4852。

一135一

気象研究所技術報告

Okada，H．αα1．，1981：Seismologicalintrusion

processofUsu

faulting

andsignificance

1990

of

the1977−1978eruptions

Volcano，Hokkaido，J．VolcanoL

Papageorgiou，A．αα」．，1983a：A
homogeneous

第26号

the

specific

barrier

prediction

of

model

strong

and

the

magma

G60渉h67窺．R6s．，9，311−334．

forthequantitative

gromd

r血otion，Part

for

the

description

of

in−

I，Description

of

the

of

in−

mode1，β％1乙S6ゑs肌Soα∠4彫．，73，693−722．

Papageorgiou，A．αα1．，1983b：A
homogeneous

faulting

andspecific

thebarrier

prediction

of

model

stronggroundquantitative

motion，Partdescription

II，Applications

of

the

model，β％1乙S6づs鉱So乙z4郷．，73，953−978．

Pechmam，J．C．θ地1．，1982：Wavefoms
1mperial

andspectraValley，Califomia，Earthquake：Evidence

of

for

preshocks
fault

and

aftershocksofthe1979

heterogeneity，∫G60φ勿乱Rεs．，87，

10579−10597．

Rader，C．M・6地」．，B，1967：Digita1丘1ter

designtechniques

in

the

frequency

domain，P名oα1EEE，

55，149−171．

力武常次，1986：地震前兆現象，東京大学出版会．

斉藤正徳，1978：漸化式ディジタル・フィルターの自動設計，物理探鉱，31，112−135．

島田伸介他，1985＝EarthquakeFamilyの活動様式一その2：Familyの時空間的特徴にっいてr
地震学会講演予稿集，1，137pp．．

清水洋他，1983：1983年日本海中部地震・（3）一前震のスペクトル解析，地震学会講演予稿集，

2，5PP＿
Spieth，H。A．ε渉α1．，1981：Precise

Califomia，EOS

relativelocations

of

local

earthquakes

1乙S6乞sJuan

Bautista，

ofmicroearthquakesinCentral

z．So乙／1％z．，57，1317−1345．

Suyehiro，S．，1968：Changeκε渉60名o乙San

T窺％s，Am．Geophys．Union，62，958pp．．

Stauder，W．6地1．，19671Spatialdistributionandsourcemechanism
Nevada，βz

near

in

earthquake

spectmmbefore

and

after

the

Matsushiro

swarm，助．

G6（4）勿s．，19，427−435．

鈴木貞臣，198111979年1月19日襟裳岬東南沖地震（M5．4）の前震活動，地震，34，269−272．
高木朗充他，1988：雌阿寒岳群発地震の波形相似性と震源集中度，火山学会講演予稿集，2，97pp．。

武尾実他，1981：漸化フィルター法による加速度記録解析，地震，34，351−364．
Takeo，M．，1983：Source
tions，P勿＆Eα7云h

武尾

PZmechanisms

of

Usu

volcano，Japan，earthquakes

and

the

tectonic

implica−zn6ム乃zホ召ガo鴬，32，241−264．

実他，1986＝昭和59年（1984年）長野県西部地震調査報告，気象庁技術報告，107，25−32．

Takeo，M．，1988：Ruptureprocessofthe19801zu−Hanto−Toho−Oki
motionearthquakededucedfromstrong

seismqgrams，B％」乙Sε乞s肱Soα。肋￠．，78，1074−109L

Tsuliura，M。，1977：Spectralfeaturesofforeshocks，B％1乙動zh忽Rθ＆伽渉．，52，357−371．

辻浦賢，1978：前震・本震・余震系列における地震波のスペクトル解析

1978年伊豆大島近海地震にっいて，，地震研究所彙報，53，741−759．
辻浦賢，1979：地震波形の相似性からみた前震と群発地震の違いについて（序報），地震研究所彙報，54，

一136一

気象研究所技術報告

第26号

1990

309−315．

Tsujiura，M。，1979：Mechanism
Peninsula，asinferred

from

of

the

the

analysisearthquake
of

swarm

seismic

activityintheKawanazaki−oki，Izu・

waveforms，β％」ムE観h￠Rθ＄肋s！．，54，441−

462．

Tsuliura，M．，1981：Activitymodeofthe1980EarthquakeSwarmo任theIzuPeninsulla，B％1乙E観h￠∫〜65。ノカsず．，56，1−24．

Tsujiura，M．，1983：Waveform
special辻浦

referencetoandearthquake

spectralfeaturespredictionr

Bz4乙E

of

earthquake

swams

and

foreshocksinzπh￠ノ〜ε＆乃zs♂．，58，65−134．

賢，1985：前震，余震の波形およびスペクトルー1982，1983年三宅島地震から，地震学会講演予稿集，1，143pp．．

辻浦賢他，1986：相似地震の特性とその地学的意味

和歌山地域の地震活動からr地震学会講演予稿集，2，19pp．．

宇津徳治，1970：地震の時間的分布に関連する諸問題（その3）r余震，前震，群発地震の時間的性質
一北大地球物理学研究報告，23，49−71．
宇津徳治，1984：地震学，共立全書，第2版，125pp．．

和野健一他，1980：特異な時空間・規模分布を持つ群発地震一有珠火山の例（1977〜1978）
33，

渡辺

，地震，

215−226．

晃，1974：近地地震のマグニチュード（第3報）一マグニチュードと最大振幅の周期との関係一

一，地震，27，129−140．

渡辺晃（京都大学理学部防災研究所），1984：京都付近の局発地震（1983年11月16日，M＝3．8）について，地震予知連絡会会報，32，284−294．

Wilsor㌧M。E6！α1ラ1981：Stressdropsandamplituderatiosofsmallearthquakesprecedingt執e1975

HawaiiM＝7．2mainshockEOST昭窩・4肱080φ勿鼠U％加，62，963pp．．

Wyss，M．ασ」．，1981：Precursorsto

theKalapana

M；7．2earthquake，∫G卿嬢ノ〜εs．，86，B5，3881−3900．

吉川澄夫他，1988：室内実験における埋込式体積歪計の動的挙動
震学会講演予稿集，2，238．

一137一

第2報

鉛直応力の効果にっいて，地