名古屋大学地震カタログによる地殻内地震の上限下限
名古屋大学大学環境学研究科附属地震火山観測研究センター
山岡耕春
はじめに名古屋大学（当時理学部）では１９７５年から微小地震の観測を開始した。
１９７８年４月まではテレメータもなく、それぞれの観測点で記録されたものを独立に初動の読み取りを行い、あとで併合処理による震源決定を行っていた。
テレメータによるデータの集中化は１９７８年５月から開始され、ペンレコーダーによって同一の記録紙上に波形が記録され、初動読み取りがなされるようになった。複数の観測点を同時に監視してトリガーをかけるため、効率的に、かつ高精度の記録を取得することが可能になった。この当時の初動読み取りはペンレコーダによる紙記録をデジタイザーにより読みとる方式であり、必ずしも記録のダイナミックレンジが広くない。このころの名古屋大学の観測点の守備範囲は静岡県西部・愛知県・岐阜県南部・三重県北部・長野県南部地域であった。
１９８２年５月から隣接観測機関である東大地震研や京大防災研とのデータ交換が始まり、観測の守備範囲が拡がった。上記の観測範囲に加え、紀伊半島
東部、・滋賀県・岐阜県全域・福井県・長野県全域・静岡県全域・群馬県西部・埼玉県西部・山梨県・神奈川県に発生した地震の震源を精度良く決めることが出来るようになった。さらに１９８４年９月に長野県西部地震（Ｍ６．８）が発生したため、１９８４年１１月から長野県西部地域の牧尾観測点のデータを名大まで常時テレメータ伝送するようになった。その結果 1978 年から現在まで長期的に群発地震が継続しているこの地域の震源が精度良く決められるようになった。
この間にもデータ伝送技術が進歩し、静止衛星を用いた衛星テレメータに1997 年 10 月から切り替えたが、システムとして安定したのは１９９８年２月からである。衛星テレメータへの変更によりすべてがデジタル伝送となったこと、また同時にデータ変換装置の更新が行われＡＤ返還の分解能が飛躍的に高まった。それとともに WIN システムによりコンピュータ画面上での初動読み取り体制に移行したためかなり小さな地震までの初動を読むことが可能になり、

震源決定される地震の数が飛躍的に増した。
2002 年の後半からは HiNet の連続波形データをほぼリアルタイムで衛星テレメータを通じて取得可能となった。すでに始まっている気象庁の一元化震源決定と併せて、大学の地震観測と震源決定は新たなステージに入った。
震源計算の方法
名古屋大学においても、震源決定そのものは計算走時と観測走時の残差を最小にするインバージョンによって行われている。その様な場合に震源決定精度、特に深さの決定精度に大きな影響を与えるのは仮定する地下速度構造である。
またその地下構造は観測するすべての地域で一定ではなく、場所ごとに異なっている。名古屋大学ではその様な地下構造の不均一性を震源計算に取り入れるため、場所ごとに異なった３つの水平成層構造を用いている（表１）。
それぞれの地下構造は、異なった地域の代表的な地下構造と見なしている。
名古屋大学では地震観測点ごとに用いる地下構造を固定してある。つまりある観測点に到達する地震波の走時を計算する地下構造はいつも同じであると言うことである。表１ａの構造は愛知県・岐阜県・長野県とそれ以西にある観測点の走時を計算するのに用いている。表１ｂの構造は静岡県および関東の観測点の走時計算に用いている。一方表１ｃの構造は海底の構造を反映するように、表層に非常に遅い速度を用いているが、これは東海の海底地震計に対して用いている。この様に観測点ごとに異なった地下構造を用いて走時の計算をするのであるが、実際の震源計算の場合には震央距離に応じたウェイトをかけてインバージョンを行っている。そのウェイトは次の式によって与えられる。

w = 10 for D < 10km
w = Aexp(-D/D) for D > 10km
where
A = 1010 / 9
D = 90 /log10である。つまり、震央距離が 10km 以内ではウェイトが 10 で一定、震央距離†10km より遠い場所では 100km でウェイトが１となるように指数関数的に減少するウェイトを採用してある。このウェイトをそれぞれの観測点で計算の走時に与えて震源計算をすることにより、地域による地震波速度構造の違いを計算に取り込んでいる。なお、ＰとＳの読み取りのウェイトは２：１として計算されている。
震源分布
さて、上記のようにして計算された震源分布についてみてみよう。最初に述べたように名古屋大学の震源カタログは時期によって観測点やテレメータシステムが異なっている。したがって、ここでは隣接観測機関とのデータ交換が始まった 1985 年１月と衛星テレメータシステムの運用が安定した 1998 年２月によって区切られた２つの期間（1985 年１月はじめから 1998 年１月末、及び 1998 年２月はじめから 2002 年９月末）を比較しながら解説する。
図２には上記の期間に発生した震源を示してある。本解析では沈み込むフィリピン海プレートで発生した地震を確実に除くため深さ 20km よりも浅い地震のみを用いた。したがって図２に示したのは深さ 20km よりも浅い場所で発生した地震のみである。２つの期間の震源分布を比べると、分布はおおむね似通っていることがわかる。しかしよく見ると、1998 年２月以降の震源分布のほうが震源が直線上に並ぶ傾向がある。たとえば跡津川断層に対応する震央分布や糸魚川静岡構造線に対応する震央分布は 1998 年２月以降の分布図のほうがきれいに並んでいる。このことは 1998 年２月以降の図の震源のほうがおそらく精度が高いことを示していると考えられる。
地震発生の上限・下限・厚さについてさて、図２にプロットした震源を用いて地震発生の下限・上限・厚さを調べてみよう。地震発生深度の上限と下限分布の計算は以下のように行った。
（１）緯度・経度で 0.5 度きざみの格子点を設定し、各格子点から近い順に 100個の震源を選び出す。
（２）それぞれ選び出した震源を深さの順に並べ、浅い方から 10%を地震発生の上限、90%を下限と定義する。またその差を地震発生層の厚さとする。
100 個の震源を選ぶという方法を採用したため、格子点ごとに 100 個になる半径が異なる。したがって格子点のまわりに地震が少なくても、地震の上限・下限が求まってしまう。地震が非情に少ない場合に図示されるのを避けるために、100 個の地震を選ぶのに必要になった半径が 40km 以下の格子点のみを採用することにした。図３は 100 個の地震を選ぶのに用いた円の半径の分布を示している。

図４には地震発生深度の下限を示した。左図が 1998 年１月以前の震源カタログをもとにして描いた図、右図は 1998 年２月以降の震源カタログによるものである。２つの図の下限分布はおおむね一致していて、幾つかの特徴が読みとれる。全体としては内陸よりは海溝に近い太平洋沿岸ほうが深度下限が深い。
ただ地震は２０ｋｍよりも浅いものしか用いていないので、駿河湾付近では深さが飽和して実際の下限よりも浅く示している可能性がある。しかし内陸部に比べて下限が深いことは間違いない。内陸部では特に飛騨山脈において下限が浅い。このことは飛騨山脈本体は比較的温度の高い状態にあり、東西の圧縮により隆起しやすい状態にあることを示している。
図４の右図において、三重県岐阜県境に下限の浅い部分が出現しているのは1998 年４月 22 日に発生した三重県北部の地震(M5.4) とその余震によるものである。個の地震についての詳しい期日は下記の URL を参考にしてほしい。
http://www.seis.nagoya-u.ac.jp/SEIS/98mie/98mie-j.html
図５には、地震発生の上限を示した。おおむね５km 程度かそれよりも浅い地域が多い。1998 年以前と以降の図を比べてみると、1998 年以降の図のほうが上限分布のばらつきがちいさくなっている。これは、震源決定精度が良くなったことを表しているのかもしれない。駿河湾付近および伊勢湾付近で地震発生の上限が顕著に深くなっている。駿河湾付近ではフィリピン海プレートの沈み込みに近く、地殻の浅い部分では地震が起きにくくなっていることを示している。伊勢湾付近で浅い地震が起きていない理由は明らかではないが、1998年以降の図では、以前の図に比べて地震の上限が浅くなってところを見ると、伊勢湾付近（濃尾平野）に十分な地震観測点がないためかもしれない。
図６は図４と図５を用いて作った地震発生層の厚さである。単に上限と下限との差を示したものである。おおむね 10km から 15km の間の厚さを示す領域が多いが、飛騨山脈においては有意に薄くなっている。これも飛騨山脈の隆起メカニズムと関係しているのであろう。駿河湾付近でも薄くなっているように見えるが、これは先に述べた理由で地震発生の下限が正しく表現されていないためと考えられる。
まとめ
名古屋大学の震源カタログを用いて地震発生の上限・下限・厚さを推定した。
プレートの沈み込む海溝に近い太平洋側で地震発生の下限が深くなる傾向にある。また飛騨山脈においては地震発生層の下限が浅いだけでなく厚さも薄く、山脈に隆起の原因が柔らかい地殻であることを示唆している。

Vp(km/s)

Vs(km/s)

H(km)

5.5

3.17

5.0

6.1

3.52

20.0

6.7

3.86

5.0

7.9

4.61

Vp(km/s)Vs(km/s)

H(km)

5.4

3.11

4.0

6.0

3.46

13.0

6.8

3.93

15.5

7.65

4.42

Vp(km/s)Vs(km/s)

H(km)

2.0

1.11

1.0

6.0

3.33

1.0

6.8

3.78

15.5

7.8

4.33

表 1a

表 1b表 1c

図２：深さ２０ｋｍよりも浅い地震の震源分布。M>1.5 の地震をプロットしたもの。
左：1985 年１月~1998 年１月 19164 個の地震
右：1998 年２月~2002 年９月 24033 個の地震

図３：0.05 度間隔の各格子点で 100 個の地震を選ぶのに必要な円の半径の分布。
左：1985 年１月~1998 年１月 19164 個の地震
右：1998 年２月~2002 年９月 24033 個の地震

図４：地殻内地震発生の下限分布
左：1985 年１月~1998 年１月
右：1998 年２月~2002 年９月

図５：内陸地震発生の上限
左：1985 年１月~1998 年１月
右：1998 年２月~2002 年９月

図６：内陸地震発生層の厚さ（上限と下限の差を示したもの）
左：1985 年１月~1998 年１月
右：1998 年２月~2002 年９月