11．発震機構［1］概説
発震機構の時間変化について，これから起こるさらに大きな地震の発生の前兆として解釈し，前兆を捉える一助としようする色々な試みは多くの研究者によってなされている。・現象が起こっている場所の特徴（地殻の弱線である断層の配置等）に注目しているものと，広域応力場の時問
経過に応じた変化に注目しているものとがある。

前者の例としては，顕著な前震活動があったことで知られている昭和53年伊豆大島近海地震（1978年1月14日M7．0）がある。Imot6（1986）はこの前震活動について発震機構を求め，本震とその半日前までに発生したものにっいて9つ決定でき，うち3つのP軸の向きは他（NW−SE）と違ってE−Wであったと述べている（図11−1，図11−2）。この種の場合は当該現象は本震の震源域内またはその近傍に発生している。

後者の例としては，大正の関東大地震（1923年9月1日M7．9以下「関東地震」）がある。これはフィリッピン海プレートと「北米」プレートとの間に発生した地震であり，太平洋プレートとも係わりがありそうな位置に起こったものである。石橋（1975）は，「関東地震」の前1年9か月の間に茨城県南西部に発生した地震のP軸の向き（NE−SW）が，「関東地震」の発生以後の地
震のそれ（NW−SE）と異なることを示し（図11−3），そして，野口（1985）は，最近（1984年
6月30日）発生した茨城県南西部の地震の内，異常に余震が多いものが，この地域の他の地域のP軸の向き（NW−SE）と異なるP軸の向き（S−NまたはNE−SW）を持っことを報告している。

ここではこうした発震機構の時間的な変化に基づく，地震発生の前兆の把握に係わる論文を，最近の学術雑誌・学会予稿集等を調査し，整理した。対象となった地震は32個。Mの範囲は＆﹃
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1977

図11−1

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jon，14−31

197巳

最大圧縮軸の時間変化

白丸は横ずれ断層であると仮定して求めたもの。縦棒は方位の許容範囲。なお，時間軸の単位の長さは時刻によって変えてある（Imoto，1986から）。

一67一

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1990

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↓‡

図11−2

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「伊豆大島近海地震」の地震断層の模式図と各断層に関係した地震群。

グループa，b，c（破線で囲んだ）は，それぞれ図11−1の1番〜3番，4番〜6番，7番〜11番に対応する。bグループが「前震」に該当する（lmoto，1986から）。

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一26

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関東内陸地震の発震機構図。

「関東地震」の前に発生した地震のうち，茨城県南西部に発生したものは，P軸の向きがNE−SWである。震源球の下半球投影，ハッチの部分が押し波，解はかなり自由度があるが，P軸（×P印）はあまり動かない（石橋，1975から）。

一68一

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2．5〜8．3。本震の発震機構の型は横ずれ型10個，逆断層型11個，正断層型3個。その他8個（横ずれ型以外4個，不明4個）。プレート内地震と解釈されるものはこの内約11個。地理的分布は

日本国内7個，千島列島2個，米国西海岸7個，ソ連中央アジア5個，米国アリューシャン列島

2個，中国1個，ソ連カムチャッカ半島2個，ルーマニア2個，その他4個。
以下前震という表現は「本震発生と，時空間的・物理的に直接結びっくと解釈しうる前駆的地震」に対し使い，「前震」という表現は前震のうち当該変化を示した地震を指すことにする。

［1−1］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）については，本震の震源領域内に発生した「前震」にっいてはO

kmを，

本震の震源域がはっきりしないものについては「前震」の広がりを，震源域外のものについては震央からの「前震」活動域の中心までの距離をそれぞれ取った。

ヒ
先行時間（PT）については1年を365日，1か月を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。

継続時問（DUR）についても先行時間と同様である。
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を取った。

地震番号（EQNO）については，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ついては，原論文で引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ζ，それを前兆現象かどうか解釈している論文がある場合は後者を挙げた。

［1−2］発震機構に係わる観測量及び発震機構の指標の抽出法

発震機構の指標としては，P波初動を観測量として次のものが扱われている：F①データが少ない場合は初動の空間分布②データが十分ある場合にはP軸，丁軸の向き
さらに，③P軸及び丁軸を使って計算したモーメントテンソル（ダブルカップルを仮定）

また，観測量としてPとSの振幅を求めた上で次のものが指標として扱われている：①P／SVまたはP／Sの振幅比
これを地震波動エネルギーに換算し，一69一

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②その生成されたエネルギーの比
これらから複数を使っている場合もある。

［1−3］発震機構の時間的な変化の内容

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。但し，ここで使っている「平生」とは，当該現象と比較した地震活動を指し，「前震」以前の地震群，本震，または余震群のどれかであり，必ずしも「前震」以前の地震群とは限らない。

ア．「平生」の発震機構が揃っている場合で，違う方向に揃ってくる現象①平均的P軸が回転（1847年AroundShumaginIsland，1857年FortTejon，1923年関東地震，1964年伊豆大島近海（データは牧（1974）），1971年BlueMountainLake，1974
年Hollister，1978年伊豆大島近海）②丁軸が回転し，さらに，元へもどる（1976年Centra1Aleutian）③P／SVの振幅比の平均が変化（カリフォルニアの地震3つ，1981年Virginlslands）④平均的発震機構との相関が極小（ルーマニアの地震2つ）⑤短周期S波のエネルギーと短周期P波のそれの比が小（1971年Kamchatka，1973年
Kamchatka）。
イ．「平生」の発震機構がある程度揃っている場合で，それがさらに揃ってくる現象①丁軸が揃う（1980年伊豆半島東方沖）②P／SVの振幅比のばらつきが小（1968年Luzon，1968年Crete，1969年WestemTur−
key，1975年海城）。
ウ．「平生」の発震機構が一定していない場合で，それがある方向に揃ってくる現象①特定地域でP軸が揃う（1968年和知，ソ連中央アジアの地震5つ）②初動分布が揃う（1971年San

Femando）

エ．

「平生」期間中を通じて系統的に変化する現象

P／SVの振幅比の平均が変化（千島列島の地震2つ）
オ．「平生」の発震機構が不明で，それが変化する現象①P軸は時間を追って系統的に回転（1983年京都付近）②丁軸が回転（1981年近畿地方中部）［皿］データの信頼性について［H−1］「ノイズ」との区別

発震機構解析は一般に震源の位置や速度構造に大きく依存している。従ってこれらの精度を十分吟味することが不可欠である。本ファイルに収録したものの多くはこの点に可能な限り配慮し

一70一

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ており，観測網の配置等から震源精度が悪い場合でも発震機構解の精度を議論する時点でこの点に配慮している。また，振幅比をデータとして議論するには，波の通路となる媒質の減衰特性の時間的変化にも注意を払う必要があり，さらにこの場合，1観測点だけのデータで議論するには前震g震源のシステマティックな移動にも注意が必要である。このファイルに収録したものでは複数の観測点のデータで議論する（1975年Oroville，1977年Briones

HillslLindh6砲1．，1978）

か初動分布を援用しているもの（1976年CentralAleutian，1981年VirginIslandsl

Engdah16渉

α1．，1977）があった。

発震機構解の時間的な変化を議論する時，対象とする領域を本震の震源域にとっている例が多いが，まだ，本震が発生しない時点で領域をどうとるかは，平生の発震機構が一定していない場
合，特に，「ノイズ」の原因となりうる（lchikawa，1979b）。空白域を対象としている例もある（1981年近畿地方中部）が，多くの場合このファイルに収めたものは発生した本震の震源域に基づいて調査地域を定めており，本震発生前の段階でどのように客観的に対象領域を定めるかまでは示唆していない例が見られた。

扱っている現象が前兆であるかどうかは，現実の予知業務において発生した現象をそれ以前の状況と比較することになるが，本ファイルに収録した現象の内それ以前と比較しているものは10例（33002，33004，33005，33010，33015，33016，33029，33031，33032，33033）しかないQまた，同じ現象が起こっても必ずしも本震の発生に至らない場合も報告されている。さらに，起こった現象の発生原因について長期的に見た場合には前兆となりうるが短期的に見た場合必ずしも

本震の発生にすぐ結び付くとは限らないものもある。従って発震機構の時間的変化を前兆かどうかとして判断する場合は，その物理的背景をその都度見極めることが「ノイズ」除去に不可欠で
ある。

［H−2］

ア

問題点

発生時期の予測「群発」かそれとも「本震に当たるものがこれから起こるのか」は，発生している現象の終息ということだけでは判断できない例（33023）がある。また，全く等しい現象が発生しても本震の発生がない場合が報告（Warren，19791Raduε施1．，1985）されている。これらについてはその『物理的な発生機構にっいて納得のいく解釈がある場合と無い場合とがある。納得がいく場合についても解釈のところで述べるように，本震がいつ発生するかは別の要因がある。
イ

Mの予測

群発地震との区別に触れたもの（その中ではP／SVの振幅比のばらつきが小さくなってから本震が起こったとしている；Haicheng

Earthquake

Study

Delegationl977）では，P／SV比が群

発地震においてはその活動における最大地震の後ではばらつきが大きくなるとしている。この場

一71一

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合，この最大地震を本震と考えれば良いかもしれない。発震機構の時間変化だけでこれから発生する地震の規模を予測するモデル作り等の試みはなされていない。

ウ

変化の定量的議論

P軸の回転は45。まで大きくはならないが20。以下ならある，としているもの（Warren，
1979），また，P軸の回転は逆断層型ゐ本震の前ではあるが横ずれ型や正断層型の本震の前では起こらないとしているもの（McNally6砲1．，1978）もあり，地域のテクトニクスによっては定量的な議論を行う必要がある。

エ

その他

モーメントテンソルについて相関を取る手法では地震の大小が解析に反映されない点に多少問題がある。

［H−3］改善策

発震機構をより正確に決めるために，観測網を対象とする領域を取り囲むように十分な密度で配置することが，望ましいのは言うまでもない。

また，起こった現象が正しく把握されるだけでなく，それを正しく解釈することもこの情報を有効に生かす上で必要である。このため，当該領域について，断層分布，地震活動の時空間分布，

過去の地震の経過，及びテクトニクスについて整理しておくことも不可欠である。

［皿］前兆として見いだすことの可能性

地震が応力の緩和現象の一つであることより，一つの地震から当該地域の次の地震までには応力場の変化が存在することが期待される。従って，一つの地震の発生の直後からの発震機構解が延々と観測され続ければ発震機構の時間変化が前兆として見いだせるだろう。但し，直前予知に限って言うと，利用可能かどうかは地域的な特性に依存していると考えられる。

［W］前兆として現れるメカニズム［W−1］考えられている解釈
変化のメカニズムについては大部分の報告で解釈が述べられているが，そ』れが本震の発生に何故係わっ葦かを解釈しようとしているもの（例えばechelon

offsets（Koide6地1．，1977）による応力集中の説明（lmoto，1986）は少ない。言い替えれば，発震機構の変化を，本震発生の準備

過程の一っの現象，かつ本震発生に能動的に係わる現象としては，多くの場合考えられていないということである。

考えられている変化のメカニズムは，大きく分けて次の2つがある。
（1）断層面の変化によるもの：既存の断層の分布及び局地的な応力分布に依存して発生するもの

一72一

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で，先行時問は比較的短いものとなっている。

（2）広域応力場の変化（スリップベクトルの向きの変化）によるもの：大地震発生により，広域的（例えば，300km×300km程度）に応力緩和を起こし，次の地震までの間徐々に広域に渡って応力場が変化し，発震機構もそれに応じて変化していく。地震が良く発生している地域をモニターすることで応力の時問経過が把握されることになる。モニターする場所によって先行時間は変わることになるが一般的に比較的長いものとなっている。なお，この種の変化は長期間の観測が無いと判断できないため報告例は少ない。

これら2つのメカニズムで前述の［1−3］の現象は説明尽くされる。以下述べる「前兆として現れるメカニズム」と現象との対応は後述する。
断層面の変化については，（11）震源の移動及び（12）局地的応力集中の変化が原因として考えられている。
震源の移動については，（111）既存断層の平面分布とその走向に注目したもの（1978年伊豆大島近海），（112）深さによる応力分布等の違いに注目したもの（1980年伊豆半島東方沖）がある。

震源の移動の解釈の内，垂直方向への震源の移動を主とするものについては，逆断層を生成す
るテクトニクスの（thrusttectonicな）ところで発生しやすいとしているもの（Gupta，1975；ソ

連中央アジアの地震，及び1971年Blue

MountainLake。これらは本震はthrust型）もある。

水平方向への移動を主とするものついては，既存断層の走向がバライエテイに富むことから広域応力場と異なる発震機構が，局地的応力集中によってありうることで説明している（lmoto，19861

大竹，1980半連結ブロックモデル）。
局地的応力集中については，（121）asperityへの応力集中として解釈し，従って，一般的にテクトニックな応力場を反映している本震とは発震機構が異なるとしているもの（lshida6緬1．，1978，1971年SanFemando）が
ある。

また，

（122）摩擦係数の低下により断層面の走向が変化するという解釈（破壊に関するCoulomb−Mohrの理論；Watanabe6勘1．，1969），（123）本震で乱された応力場が時間とともにtectonicな応力場に回復するという解釈（Watanabe6砲1．，1969）もある。

モーメントテンソルの平均からの相関を指標として使った例では，その相関の変化の原因を主応力軸の変化よりも（124）ダブルカップル以外の成分の変化にあるとして理解したいとしているもの（Radu6！α1．，

一73一

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1985）もあるが，根拠が理解できなかった。
モデルだけを考察したものの中には，（125）「応力の大小」及び（126）「媒質内の不均質部に依存した空間的な弾性定数のコントラストの発生」による割れ目の配列・結合が原因であるとして論じたもの（Mjachkin6砲1．，19751Brady，1974）がある。
これらは具体例がなく評価できなかった。
広域応力場の変化としては，…

（21）プレート間に発生した大地震による広域応力緩和が考えられている（1847年AroundShumaginIslands，1923年関東地震）。関東地震の場合，プレートの3重点から300km程度の距離の範囲では場所により二つのプレートから違う向きに応力をうける地域があるという特殊な条件がある。

（22）S波とP波の地震波動のエネルギー比を使っているもの（Fedotov6厩1．，1977）については長期予知として扱っているので広域応力場の変化で説明されるべきものだろうが，特別な解釈はされていない。

以上まとめると，［1−3］一ア（「平生」の発震機構が揃っている場合で，違う方向に揃ってくる現象）

及び［1−3］一イ（「平生」の発震機構がある程度揃っている場合で，それがさらに揃ってくる現象）を説明する解釈は（11），及び（12）のうちの（121），（122），（1β5），（126），並びに（21）。

［1−31一ウ，エ，オ（「平生」の発震機構が一定していない場合で？それがある方向に揃ってくる現象等）を説明する解釈は（12）のうちの（121），（123）。

［IV−2］考えうること「考えられている変化のメカニズム」の中で述べた内容で受動的な面からはほぼ無理のない解釈が述べられていると思われる。プレート内地震について，全体をまとめて述べると，次のようになる：どの地域も局地的な応力場とテクトニックな応力場の2つで支配されている。テクトニ
ックな応力場はプレート間での大地震（M8程度以上）の発生によりその変化は制御されている。

一方，対象としている地域に発生したいわゆる本震により，同地域を支配していた応力場が乱され，余震発生の過程で時間とともにtectonicな応力場に回復していく（P軸または丁軸の向きが揃ってくる）。この回復の速さは地域のtectonic汝応力場の強さ（これも時間とともに変化する）に依存している。tectonicな応力場が，当該地域の媒質の破壊強度に近付いてくるとasperity（圧縮場になるechelono丘sets等）への局地的応力集中によって，tectonicな応力場を反映しない発震機構を持つ地震群が現れる（P軸または丁軸の回転）（lshida召地1．，1978）。この現象は逆断層

一74一

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型が発生する場では上下方向に進展しやすい。

本震発生についての能動的な面についても横ずれ断層型についてechelon

offsetsによる応力集中で説明できていると思われる。

広域応力場の変化については，例えば「関東地震」について，石橋（1975）は作業仮説を提示している：「茨城県南西部は，南東側（日本海溝側）と南西側（相模トラフ側）とから圧縮力を受けて地震を発生している。相模トラフの大地震がさし迫っていない時期には南東側からの方が卓越しているが，この大地震が近づいてくると南西側からの圧縮力の方が大きくなり起震応力が変化する。またこの時期には応力状態が高まり被害地震が起こるようになる。従って茨城県南西部の地震活動を震源パラメータを含めて監視することにより，相模トラフの大地震発生をある程度予測出来る。」この種のものは，プレート間地震発生時のプレート端での応力緩和を源とする移動性地殻変動（例えば笠原，1978）で説明できそうである。例えば関東地震についてはBott＆Dean（1973）のモデル（フック弾性体がニュートン流体の上にあるモデル）が定量的にも適用可能である（但し，物理定数の設定の自由度が大きい。また，150km離れた部分の応力の伝播が0．1〜1．5年で起こっているという報告が一方においてある（大竹他，1983））。即ち，定量的に次の事柄を矛盾無く説明できる：起震力の向きの変化は関東地震の概ね2年前及び関東地震の61年後には南からの起震力を受けている（石橋，1975；野口，1985），ということ，日本海溝及び相模トラフにおける過去の巨大地震の発生の経過，並びにプレート間の相対速度。但し，ここで対象とした茨城県南西部に起こっている地震を，フィリッピン海プレートの先端と太平洋プレートの上面とがぶっかるところで発生していると仮定する。

なお，広域応力場は過去105〜106年前から現在に至るまで，一様性を保ちつつ継続しているものの大地震の発生によって一時的に変化する（ゆらぐ）ことについて，Ichikawa（1979a）が1946

年南海道地震によるそれを述べ，また，瀬野（1980）は次のような例を述べている：①西南日本は地震後数10年問，巨大地震による擾乱を受けた応力場が継続（瀬野，1979）。

②1960年チリ地震2日後に起きたプジェウエ火山の側噴火の方向がこの地方の平均的なσH＿方向と約80度違っており，かつこの応力場方位は10年ほど続いた可能性がある（中村，1973）。

③有限要素法によるモデル計算と測量による歪場との比較により，1923年関東地震後十数年〜数十年間は，プレート問の接触が充分行われず，伊豆の北部から南部フォッサマグ

ナにかけて，放射状に北西〜北東方向に短縮軸が分布するような歪場が存在し，広い意
味の余震としてこの地域に地殻内地震が起き，それが活断層を変位させることもありうる。1929年丹沢付近のM6．2の地震や1930年北伊豆地震のメカニズムは，上述の歪場と符合している。
また，須藤（1989）は地震活動の一般的移動速度について統計的に2〜7cm／secであることを

一75一

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示すとともにとの速度がその地域の歪量に比例すると述べている。

［V］実用に供するための，現象の客観的表現について
特定の地域を緊急に監視する場合，通常，地震観測点が必要に見合って設定できない状態となることが多い。また，得られたデータを処理する人力・機能が準備できないことが多い。従って，

ここでは実施が容易なものから順に挙げた。なお，震源は決定されることを前提としている。

①1点1成分の場合
P／SV振幅比②1点3成分，広帯域地震計の場合合成波形を作り，観測波形と比較（Kanamori，1989）③複数点だが発震機構解が得られない場合
初動の星取り表（Pechmann6！α1．，1982；Ishida6！α1．，1980）④発震機構解が得られる場合
P軸，丁軸の向き⑤物理量として統計的に処理した場合
P軸，丁軸から求める「モーメントテンソル」。これを使って相関を計算する。

⑥地震が小さく1つの地震では発震機構は決め難いが，これが多数発生している場合
複数の地震が同様の発震機構で起こっていると仮定して，これらの初動を一緒に処理して，混合した平均的発震機構を決める（重ね合せ法（Aki，1966），Ichikawa（1979a）が使用）。特にEarthquake

Familyに有効（ex．Pechma㎜6∫α」．，1982）。

なお，比較的少ないデータで破壊様式を知るためには，破壊の伝播によるドップラー効果を利用する方法がある。すなわち，初動のパルス幅（波形が振り切れている時にも使える）を求め，破壊様式がはっきりしている地震のそれとの比をとる（Qの影響の除去，西上他，1982）。

［W］本項目の利用形態
短期直前予知にこの項目を使うには，2つの使い方がある。

まず，長期予知に基づいて特定の領域に地震観測網が強化（第一段階）されたとした場合には，その地域のその時点における平生の応力場または弱線分布の把握，これと，より大きいスパンの観測網から決められる広域応力場との比較により，その地域の異常性または特徴を判断する。次に，その地域において異常な地震活動がさらに発生した場合（第二段階），その異常性の判定及び当該地震活動の地域テクトニクス的な理解にこの項目が使える。

これらのために必要な施設等としては，地震波の波形・スペクトルの変化を評価するなど他の項目での利用に供することも考えて，上述の第一段階では，最低限，M1．7程度（表14−1参照）

一76一

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の地震の震源を決定できる観測網が必要である。第二段階では，地震活動の分布図と断層分布図との比較ができる程度の地震観測網と地殻構造調査が必要である。なお，初動方向を主として使うので，地震観測システムの極性を爆破または遠地地震を使って常に正しく維持する体制にしておくことは云うまでもない。

なお，ここで述べたことはテストフィールドでの経験を積んで定量的な面は検討することが必
要である。

［m］謝辞
本報告をまとめるに当り必要となった論文の中で入手困難であったものについて，国立防災科
学技術センター井元政二郎氏及び工業技術院地質調査所図書室から入手させて頂いた。また，津
村建四朗，窪田将，山本雅博，各氏には適切なコメント頂いた。記して感謝する。
（森滋男，望月英志）

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一77一

気象研究所技術報告

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第26号

1990

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Ishida，M6勘1．，19801Temporal
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the1952Kem

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preced．

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