12 −５ 東海地域の割れ残りと東海地域および豊後水道の長期的スロースリップイベ
ントの再現
Simulation of the Unbroken Focal Zone in the Tokai Region and the Long-term
Slow Slip Events in the Tokai District and Bungo Channel
弘瀬冬樹・前田憲二（気象研究所地震火山研究部）
Fuyuki Hirose and Kenji Maeda(Seismology and Volcanology Research Department, Meteorological Research Institute)
１．はじめに
駿河・南海トラフ沿いでは，巨大地震がおよそ 100 〜 150 年間隔で過去幾度となく発生しており 1），今世紀中にもその再来が懸念されている．特に東海地域では，前回の 1854 年安政東海・南海地震
から 150 年以上が経過（2011 年現在）し，1944 年の東南海地震で割れ残った領域は，いわゆる想定東海地震として，いつ地震が発生しても不思議ではないといわれている 2）．一方，長期的スロースリップイベント（LSSE）が東海地域では約 10 〜 30 年周期で発生している 3），最近では，2000年中頃から 2005 年中頃までの約 5 年間継続し，年間 5 〜 10 cm のすべり量を持ち，規模は Mw7.1以上と推定されている 4）．また，豊後水道では約 6 年周期で LSSE が発生している 5）．
東海地域付近の地下構造に関する知見として，東海地域下に沈み込むフィリピン海プレートの構造は非常に複雑であり，沈み込んだ海嶺の存在 6）やスラブの脱水が想定される領域の存在 7）が指摘されている．そこで本研究では，沈み込んだ海嶺やスラブの脱水が想定される領域のパラメータに空間的不均質を与えて数値シミュレーションを行い，東海地域の応力状態に大きな影響を与えている以下の現象の再現を試みた．
A.1944 年東南海地震で東海地域が割れ残った状態を再現．
B. 東海地域および豊後水道で繰り返し発生している LSSE を再現．
２．計算手法プレート境界面でのすべりの時間発展の計算には，食い違い弾性論 8） から得られる応力とComposite law と呼ばれる速度−状態依存摩擦構成則 9）,10）に従う摩擦力の準静的つり合いから導出される微分方程式を，5 次の Runge-Kutta 法を用いて数値的に解く手法 11）を用いた．
計算領域は，南海トラフ沿いの東海から九州南部までとした．これは上記「A.」を再現するためには，東南海地震は勿論のこと，東南海地震の発生に影響を与える南海地震の再現も必須となり，結局南海トラフ全域を計算対象とする必要があるためである．過去の大地震の繰り返し間隔が 100〜 150 年であること 1），東海地域に沈み込んだ海嶺が存在すること 6），浜名湖の北側や豊後水道の下部のプレート境界付近には水の存在が示唆されていること 7），などを考慮してパラメータを設定した．具体的には，摩擦パラメータ a-b は深さ 10 〜 30 km で負となるよう設定した（第 1 図）．特徴的すべり量 L を，LSSE 域で 0.01 〜 0.02 m，東海沖に沈み込む海嶺や九州−パラオ海嶺付近で 0.5m，その他は 0.1 m とした（第 1 図）．有効法線応力は，東海 LSSE 域で 30 MPa，豊後水道 LSSE域で 60-70 MPa，その他は 100 MPa とした．また，プレート収束速度は，西（6.5 cm/y）から東（1.5cm/y）へ徐々に小さくなるように与えた 12）．

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３．結果
上記パラメータを与えてシミュレーションを行ったところ，紀伊半島沖を破壊開始点とする東南海地震・南海地震が約 120 年のサイクルで発生し，2 回に 1 回は東海地域も破壊する（2 回に 1 回は東海地域が割れ残る）モデルが得られた．さらに地震サイクル中には，浜名湖の北側領域で約15-18 年，豊後水道で約 6-10 年の周期を持つ LSSE が発生した．LSSE の周期は時間とともに短くなり，規模は大きくなる傾向を示した．東海 LSSE については，東海地域が割れ残った後のサイクルにおける規模の方が大きくなった．このことから，近年の大規模なスロースリップが発生したのは，1944 年の東南海地震で東海地域が割れ残ったことに起因しているのかもしれない．なお，豊後水道の LSSE は，東海地域の割れ残りの影響は見られなかった．
また，与えるパラメータによっては，豊後水道の LSSE が加速し，南海トラフ沿い巨大地震のトリガーとなるパターンも現れた．南海トラフ沿い巨大地震の破壊開始点は紀伊半島沖 1）と考えられているが，豊後水道の LSSE が将来の南海トラフ沿い巨大地震のトリガーとなる可能性も検討する必要がある．
東海地震についてであるが，現在のモデルは東海地域に沈み込んだ海嶺を考慮して，大きな特徴的すべり量（L）をその地域に設定することで，東海地域の割れ残りを再現している．しかしながら，その大きな L の存在のため，LSSE が加速しても破壊伝播が抑制され，M7 クラスの地震が深部で発生するだけで，東海地震には至らない．本シミュレーションでは東海地域が破壊されるのは，紀伊半島沖から破壊が開始し，東南海地震と連動して東海地震が発生する場合だけである．このように現時点では東海地震が単独で発生するケースの作成には至っていないが，モデルやパラメータの設定で発生パターンは変わる可能性があるので，今後のさらなる検討が必要である．
参考文献1）地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）, 南海トラフの地震の長期評価について .
2）石橋克彦（1976）, 地震学会予稿集 , 30-34.
3）小林昭夫・吉田明夫（2004）, 測地学会誌 , 50, 209-212.
4）国土地理院（2007）, 予知連会報 , 77, 229-312.
5）Kobayashi, A. and T. Yamamoto（2011）, J. Geophys. Res., 116, B04406.
6）Kodaira, S., T. Iidake, A. Kato, J. Park, T. Iwasaki, and Y. Kaneda（2004）, Science, 304, 1295-1298.
7）Hirose, F., J. Nakajima, and A. Hasegawa（2008）, J. Geophys. Res., 113, B09315.
8）Rice, J. R.（1993）, J. Geophys. Res., 98, 9885-9907.
9）Dieterich, J. H.（1979）, J. Geophys. Res., 84, 2161-2175.
10）Kato, N. and T. E. Tullis（2001）, Geophys. Res. Lett., 28, 1103-1106.
11）Press, W. H., S. A. Teukolsky, W. T. Vetterling, and B. P. Flannery（1992）, Gambridge Univ. Press, 963 pp.
12）Heki, K. and S. Miyazaki（2001）, Geophys. Res. Lett., 28, 2313-2316.
13）中央防災会議（2001）,「東海地震に関する専門調査会」報告書 .
14）国土地理院（2011）, 予知連会報 , 85, 318-332.

－ 505 －第 1 図 （左）摩擦パラメータ a-b および（右）特徴的すべり量 L の空間分布．紫線で囲まれた領域は東海 13）・東南海・南海地震 1）の想定震源域を示す．青破線はフィリピン海プレートの等深線を示す 7）．桃破線は 2001 年〜 2005 年における東海 LSSE のすべり速度（1-5 cm/y）4）および豊後水道 LSSE のすべり量（10-20 cm）13）を示す．
F i g . 1 Spatial distribution of（left）the frictional parameter a-b and（right）the characteristic slip distance L.
Areas enclosed by purple lines represent the expected source regions of the Tokai13）, Tonankai andNankai1）earthquakes. The broken blue lines denote iso-depth contours of the Philippine Sea plateinterface7）. The broken pink line denotes the observed Tokai slow slip rate（1-5 cm/y）in the period of2001-20054）and Bungo slow slip（10-20 cm）on the plate interface.

巨大地震

東海割れ残り地震

巨大地震

巨大地震

東海割れ残り地震

巨大地震

東海地域

豊後水道

スロー
スリップ
振幅小スロースリップ
振幅大第 2 図 第 1 図の＋におけるプレート間すべり速度の時間変化．（左）豊後水道，（右）東海地域．
Fig. 2 Time evolutions of slip velocity at the plate interface beneath the crosses in Fig. 1(left). (left) Bungo
channel, (right) Tokai district.

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