３．１．６

東北日本弧におけるひずみ集中帯の地震発生機構の解明

目次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・149(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ６か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成１９年度
2) 平成２０年度
3) 平成２１年度
4) 平成２２年度
5) 平成２３年度
6) 平成２４年度(e) 平成２３年度業務目的(2)

平成２３年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・150(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果
1) 庄内平野東縁断層帯近傍の地震波速度構造と地震発生層下限の推定
2）地震波減衰構造の推定
3) 岩手山における地震観測点と GPS 観測点の整備
4) 東北地方太平洋沖地震に伴うひずみ変化に対する内陸の応答(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 成果の論文発表・口頭発表等(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定(3)

平成２４年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・155

148

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

東北日本弧におけるひずみ集中帯の地震発生機構の解明(b) 担当者
所属機関
国立大学法人東北大学

役職

氏名

メールアドレス教授

松澤 暢

matuzawa@aob.gp.tohoku.ac.jp

同教授

海野 徳仁

umino@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

准教授

植木 貞人

ueki@aob.gp.tohoku.ac.jp

同准教授

岡田 知己

okada@aob.gp.tohoku.ac.jp

同准教授

中島 淳一

nakajima@aob.gp.tohoku.ac.jp

同助教

内田 直希

uchida@aob.gp.tohoku.ac.jp

同助教

伊藤 喜宏

yito@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

助教

太田 雄策

ohta@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

助教

市來 雅啓

ichiki@m.tohoku.ac.jp

同

技術職員

中山 貴史

nakayama@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

技術職員

平原 聡

hirahara@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

技術職員

鈴木 秀市

syu@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

技術職員

出町 知嗣

demachi@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

技術職員

海田 俊輝

kaida@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

再雇用職員

河野 俊夫

kono@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

再雇用職員

堀 修一郎

hori@aob.gp.tohoku.ac.jp

同

再雇用職員

立花 憲司

tachi@aob.gp.tohoku.ac.jp

大学院理学研究科(c) 業務の目的
東北地方の日本海沿岸、脊梁部、宮城県北部の 3 か所に存在するひずみ集中帯の比較研究に基づくひずみ集中帯の機構解明に資する調査研究を行うため、東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯を中心とした地域で機動的観測を行い、この地域における地震活動及び上部地殻から最上部マントルまでの構造全体を詳細に推定し、脊梁部や宮城県北部など他のひずみ集中帯と共通する特徴を抽出することにより、ひずみ集中帯と地震発生の関係を推定し、内陸地震の発生モデルを高度化する。
(d) ６か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成１９年度：東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯を中心とした地域におけるひずみ集中帯の機構解明に資する調査研究を行うために必要な地震計やデータロガーを整備するとともに、他のひずみ集中帯での調査結果と比較研究を実施する上で最も効果的な観測点配置等について検討を行った。
2) 平成２０年度：東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯を中心としてデータロガーと地震計を展開し、既存の観測網とあわせ、中心部で 5～10km、周辺部で 10～15km 程度とな149

るような観測点間隔で微小地震観測網を構築した。回収データの一部について処理・解析を行った。
3) 平成２１年度：東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯とその周辺地域での観測を継続し、得られたデータにより高精度の震源決定を行い、地震発生域下限の深さを調べた。
また上部地殻の構造について解析を行い、断層帯に沿って東に傾き下がる低速度帯を発見した。さらに、比較対象である脊梁ひずみ集中帯の北部の状況を高精度で把握するために、岩手山に機動的地震観測点 1 点と GPS 観測点 2 点を設置し、観測を開始した。
4) 平成２２年度：東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯とその周辺地域での観測を継続し、断層帯に沿う地震波低速度帯浅部の Vp / Vs が大きいことを明らかにし、この低速度帯主要部の成因としては 1894 年庄内地震による破砕帯の可能性が高いことを示した。高精度の震源決定も継続して行い、地震発生域下限の深さが 15～20 km 程度であること、発震機構解等のデータから東西圧縮の応力場が卓越している可能性が高いことを示した。さらに、比較対象である脊梁ひずみ集中帯の北部の状況を高精度で把握するために、岩手山における地震観測と GPS 観測を継続するとともに、新たに機動的地震観測点 1 点と GPS 観測点 2 点を設置し、観測を開始した。
5) 平成２３年度：東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯とその周辺地域での観測を継続し、得られたデータにより高精度の震源決定を行うとともに下部地殻の構造を推定する。
6) 平成２４年度：東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯とその周辺地域での観測を継続し、得られたデータにより高精度の震源決定を行い、上部地殻から最上部マントルまでの構造全体を詳細に推定し、東北地方脊梁部と宮城県北部の最新の成果との比較研究により、ひずみ集中帯における地震発生のモデルの検証と改良を行う。
(e) 平成２３年度業務目的
東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯とその周辺地域での観測を継続する 。地 震 波 減 衰 構 造 を 推 定 し 、特 に 前 年 度 ま で に 確 認 さ れ た 断 層 帯 に 沿 う 低 速 度
域 に 関 し て 、低 速 度 域 と 減 衰 構 造 と の 関 係 か ら こ の 低 速 度 帯 の 成 因 に つ い て 検 討を 行 う 。あ わ せ て 低 速 度 域 の 分 布 や 詳 細 な 構 造 を 確 認 す る た め 後 続 波 な ど も 用 いて 構 造 推 定 を 行 う 。さ ら に 、比 較 対 象 で あ る 脊 梁 ひ ず み 集 中 帯 の 北 部 の 状 況 を 高
精 度 で 把 握 す る た め に 、岩 手 山 に お け る 地 震 観 測 と G P S 観 測 を 継 続 す る と と も に 、平 成 21 年 度 に GPS 観 測 装 置 を 設 置 し た 相 ノ 沢 観 測 点 で 新 た に 機 動 的 地 震 観 測 を開 始 し 、地 震 火 山 観 測 用 計 測 ユ ニ ッ ト を 新 た に 設 置 し て 地 震 観 測 デ ー タ を 伝 送 する 。 さ ら に 、 GPS 観 測 点 1 点 を 設 置 し 、 観 測 を 開 始 す る 。
(2)

平成２３年度の成果(a) 業務の要約
東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯とその周辺地域での観測を継続し、断層帯に沿って東に傾き下がる地震波低速度・高減衰域が存在していることを確認した。このこと
は、ひずみ集中帯の生成原因が地殻下部の非弾性変形に起因していることを強く示唆する。
さらに、比較対象である脊梁ひずみ集中帯の北部の状況を高精度で把握するために、岩手150山における地震観測と GPS 観測を継続するとともに、新たに機動的地震観測を開始し、地震火山観測用計測ユニットを設置して地震観測データを伝送した。また GPS 観測点 1 点を設置し、観測を開始した。2011 年東北地方太平洋沖地震の後、月山付近で地震活動が活発化したが、この場所も深部に低速度域が存在することを明らかにした。この東北地方太平洋沖地震に伴う内陸のひずみ変化の不均質性は浅部の地震波速度構造と良い対応があり、地震時応答は概ね弾性応答で説明できることを示した。一方、宮城県北西部に見られているひずみ集中帯の形成は弾性応答の不均質性では説明できず、非弾性変形が関与している必要がある。これらの結果は、当初考えていたように地殻深部が非弾性変形することによってひずみ集中帯が形成されている可能性が高いことを示している。
(b) 業務の実施方法及び成果
1) 庄内平野東縁断層帯近傍の地震波速度構造と地震発生層下限の推定
庄内平野東縁断層帯近傍の三次元速度構造を推定するのに使用した地震の震源と観測点の分布を図 1（P156）に示す。臨時観測が始まってからのデータのみでは、構造を推定するのには十分ではないため、定常観測網のデータや東北大の他の臨時観測点のデータも含めて、2006 年以降のデータを用いている。グリッド間隔は東西：0.05°、南北：0.05°、深さ：6 km である。
深さ 6 km について得られた S 波速度構造とチェッカーボードテストの結果を図 （2 P157）に示す。この図から、少なくとも臨時観測網内の陸の下では、海岸近くも含めてモホ面付近までは 6 km 程度の分解能があることがわかる。深さ 6 km と 12 km での平面図を図 3（ P158）に、また断面図を図 4（P159）に示す。前年度までに庄内平野東縁断層帯に沿って東に傾き下がる低速度帯が明らかになっていたが、データが増えたことにより、北から南まで明瞭にその特徴が見られることが明らかになった。
トモグラフィー解析によって得られた三次元構造を用いて再決定された地震の震源と気象庁一元化震源との比較を図 5（P160）に示す。再決定を行ったのは 2008 年 12 月から 2011年 8 月までの期間の地震データである。ただし、後述のとおり東北地方太平洋沖地震発生後の活動把握を優先する必要があったため、2010 年 10 月から 2011 年 3 月までの期間は一部データの欠落がある。一元化震源は系統的に東側の震源が浅く、西側で深くなっているが、再決定した結果では東西の差は小さくなっている。海底下の地震の深さについては、三次元構造を考慮しても不確定性が大きいことを考慮して、陸の下の震源だけに注目すると、地震発生域の下限の深さは、場所によらず概ね 15km 程度であることが分かる。
2）地震波減衰構造の推定
地下の非弾性的性質を示す重要なパラメータとして Q 値がある。ここでは、地震波波形からコーナー周波数と t * を推定して、Q 値の三次元分布を求めた 1) 。帯域があまり広くない場合には、コーナー周波数と t * を独立に求めることは難しくなるため、ここではまずコーダ波のスペクトル比を用いてコーナー周波数を安定に求めて 2) から t * を求め、それをデータとしてインバージョンを行った。なお、Q 値の周波数依存性を入れても入れなくても結果に殆ど差がなかったため、ここでは Q は周波数依存しないと仮定して求めた結果を示す。
151

解析に用いた地震の震源分布を図 6（P161）に示す。インバージョンによって、得られた Qp、Qs、Qp / Qs の分布及びチェッカーボードテスト（Checkerboard Resolution Test;CRT）と再現テスト（Restoring Resolution Test；RRT）の結果を図 7（P162；深さ 5km）と図 8（P163；深さ 25km）に示す。また、北緯 39 度における東西断面図を図 9（P164）に示す。これらの結果から、地震波速度トモグラフィーの結果に見られた低速度帯と同様に、低 Q で高 Qp / Qs の西に傾き下がる領域が鳥海山や庄内平野東縁断層帯に沿って存在していることがわかる。このような速度構造と Q 構造の傾向は脊梁に沿ったひずみ集中帯においても見られており、地殻下部の非弾性変形領域を見ている可能性が高いと考えられる。
3）岩手山における地震観測点と GPS 観測点の整備比較対象である脊梁ひずみ集中帯の北部の状況を高精度で把握するために、岩手山周辺において、機動的地震観測点として相ノ沢（ANS）観測点で、また GPS 連続観測点として、松尾（MTO）観測点で、新規に導入した装置で観測を開始した。これまでに設置された観測点と来年度の設置予定の観測点の分布を図 10（P165）に示す。
4) 東北地方太平洋沖地震に伴うひずみ変化に対する内陸の応答
東北地方太平洋沖地震のあと、東北地方の様々な場所で地震活動が活発化した 3) 。太平洋沖地震前後の地震活動の変化と主たる地震の断層面におけるクーロン応力変化を図 11（P166）に示す。このうち、本臨時観測網の中で起こった山形県の月山付近の地震の詳細な震源分布と主たる地震のメカニズム解を図 12（P167）に示す。震源は全体的には東西に並んでいるように見えるが、この地震のマグニチュードが 2.2 であることから、断層長は数百 m 以下と考えられるため、南北に伸びた分布が断層面を表していると考えられる。この断層面から推定されるクーロン応力変化は正の値をとることが分かった。これらの地震の震源分布と速度構造を重ねて示したのが図 13（P168）である。
今回、地震活動が活発化した領域も、震源域の下に低速度域が存在しているように見えており、前述の断層帯に沿った低速度・低 Q 値・高 Qp / Qs の領域と併せて考えると、この地域の深部には高温で一部は溶融している領域があり、それが固結するときに水を放出することによってその直上の間隙水圧をあげ、強度が下がることによって、今回のような僅かな応力変化で地震活動が生じるような領域ができているという解釈が可能である。そして、そのような領域が深部にあれば、当然、ひずみはそこに集中しているように見えるはずである。
GPS 観測からも重要な情報が得られている。図 14（P169）(a)は、今回の本震による内陸の東西ひずみ変化について、単純な断層モデルと均質弾性媒質から期待される大きさを計算し、その観測値／計算値の比をプロットしたものである。青い領域は相対的にひずみにくく、赤い領域がひずみやすい領域を表す。図 14（P169）の(b)は本震前のひずみレートからプレート境界の固着の影響を補正した場合の、東西ひずみレート残差 5) 、(c)は地震波干渉法で推定された周期 2 秒のレイリー波の速度分布 6) 、(d)はトモグラフィーによって推定された深さ 10 km における地震波速度分布を表す 7) 。図 14（P169）の(a)、(c)、(d)を比較すると、基本的に本震後のひずみ変化が小さかった領域は基本的に地震波速度の大きなところ、つまり、弾性定数が大きなところに対応しているように見える。これは、図 14
152

（P169）(a)に見えているひずみが基本的に弾性ひずみであり、その不均質性は弾性定数の不均質性に起因していることを示している。
一方、図 14（P169）の(b)に見られるひずみレートの高いところが、もし弾性定数が小さいことによる弾性ひずみの大きい場所であるならば、そこは図 14（P169）(a)において大きな正のひずみとなっているはずであるが、必ずしもそうなってはいない。例えば、脊梁のひずみ集中帯のうち、宮城県の北西部の領域は地震後のひずみが小さくなっており、ここは地震前は非弾性変形が卓越していたことを示している。また、地震後に弾性ひずみが顕著なところと地震前のひずみ集中帯が一致しているからといって、そのひずみがすべて弾性ひずみであると断定することはできず、今後、長期にわたって、内陸の変形がどのように推移していくのかを調べることによって、内陸のひずみの内、弾性ひずみと非弾性ひずみの割合がどの程度であるのかが次第に明らかになると期待される。
(c) 結論ならびに今後の課題
東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯とその周辺地域での観測を継続し、断層帯に沿って東に傾き下がる地震波低速度・高減衰域が存在していることを確認した。このことは、ひずみ集中帯の生成原因が地殻下部の非弾性変形に起因していることを強く示唆する。
さらに、比較対象である脊梁ひずみ集中帯の北部の状況を高精度で把握するために、岩手山における地震観測と GPS 観測を継続するとともに、新たに機動的地震観測を開始し、地震火山観測用計測ユニットを設置して地震観測データを伝送した。また GPS 観測点 1 点を設置し、観測を開始した。これらのデータを今後詳しく解析することにより、脊梁周辺のひずみ集中帯の情報が得られるものと期待される。
2011 年東北地方太平洋沖地震の後、月山付近で地震活動が活発化したが、この場所も深部に低速度域が存在することを明らかにした。この東北地方太平洋沖地震に伴う内陸のひずみ変化の不均質性は浅部の地震波速度構造と良い対応があり、地震時応答は概ね弾性応答で説明できることを示した。一方、宮城県北西部に見られているひずみ集中帯の形成は弾性応答の不均質性では説明できず、非弾性変形が関与している必要がある。これらの結果は、当初考えていたように地殻深部が非弾性変形することによってひずみ集中帯が形成されている可能性が高いことを示している。
このように 2011 年東北地方太平洋沖によって東北地方内陸部の境界条件が全く変わってしまったため、地震前と地震後のデータの比較により、今後、ひずみ集中帯の生成原因について、地殻変動データから大きな情報が得られるものと期待される。
(d) 引用文献
1) 四ヶ所健太，地震波減衰構造と内陸地震発生過程に関する研究，東北大学修士論文，165pp.，2011．
2) Mayeda, K., L. Malagnini and W. R. Walter, A new spectral ratio method using narrow
band coda envelopes: Evidence for non-self-similarity in the Hector Mine sequence,Geophys. Res. Lett., 34, L11303, doi:10.1029/2007GL030041, 2007.
3) Okada, T., K. Yoshida, S. Ueki, J. Nakajima, N. Uchida, T. Matsuzawa, N. Umino,
A. Hasegawa, and Group for the aftershock observations of the 2011 Off the Pacific153Coast of Tohoku Earthquake, Shallow inland earthquakes in NE Japan possibly triggeredby the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake, Earth Planets Space, 63,749-754, doi:10.5047/eps.2011.06.027, 2011.
4) Ohzono, M., Y. Yabe, T. Iinuma, Y. Ohta, S. Miura, K. Tachibana, S. Sato, and T.
Demachi, Strain anomalies induced by the 2011 Tohoku Earthquake (Mw9.0) as observed
by a dense GPS network in northeastern Japan, submitted to Earth Planets Space, 2012.
5) Miura, S., T. Sato, A. Hasegawa, Y. Suwa, K. Tachibana, and S. Yui, Strainconcentration zone along the volcanic front derived by GPS observations in NE Japanarc, Earth Planets Space, 56, 1347-1355, 2004.
6) 高木涼太，常時微動の相互相関解析に基づく 2008 年岩手・宮城内陸地震震源域およびその周辺域のレイリー波伝播速度とその時間変化に関する研究，東北大学修士論文，145pp.，
2011．
7) Nakajima, J., T. Matsuzawa, A. Hasegawa, and D. Zhao, Three-dimensional structureof Vp, Vs and Vp/Vs beneath northeastern Japan: Implications for arc magmatism andfluids, J. Geophys. Res., 106, 21843-21857, 2001.
(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

四ヶ所健太，岡田知己，中島淳

2008年岩手・宮城内陸地

日本地球惑星平 成 23 年 5一，内田直希，速水絵里圭，松震の震源域および鳥海科 学 連 合 2011月

澤暢，海野徳仁，長谷川昭，2008

山周辺における地震波

年大会

年岩手・宮城内陸地震合同余震

減衰構造観測グループ
矢部康男，大園真子，太田雄策

東北地方太平洋沖地震

日本地球惑星平 成 23 年 5により生じた内陸地殻科 学 連 合 2011

月のひずみ不均質年連合大会

四ヶ所健太，岡田知己，中島淳

東北地方中央部におけ日本地震学会平 成 23 年 10

一，内田直希，速水絵里圭，松る詳細な地震波減衰構

2011 年 度 秋 季

月澤暢，海野徳仁，長谷川昭，2008

造大会

年岩手・宮城内陸地震合同余震
観測グループ，2011年東北地方太平洋沖地震合同観測グループ
岡田知己，吉田圭佑，長谷川昭， 2011 年 東 北 地 方 太 平 洋

日本地震学会平 成 23 年 102011年東北地方太平洋沖地震合沖地震前後の内陸の地

2011 年 度 秋 季月同観測グループ

震活動と地殻構造大会

吉田圭佑，長谷川昭，岡田知己， 2011 年 東 北 地 方 太 平 洋

日本地震学会平 成 23 年 10

飯沼卓史，伊藤喜宏，浅野陽一

沖地震に伴う応力変化

2011 年 度 秋 季

月と東北日本内陸におけ大会

る誘発地震活動

154Yoshida, K., A. Hasegawa, T.

Stress change by theAGU 2011 Fall

平 成 23 年 12

Okada, Y. Ito, T. Iinuma, and2011

Meeting

月

Y. Asanoearthquake and induced

Strain anomaly of theAGU 2011 Fall

平 成 23 年 12

Iinuma, Y. Ohta, T. Demachi,

inlandMeeting

月

K. Tachibana, and S. Miura

Japan induced by theEarth Planets

平 成 23 年 10月

greatTohokuearthquake activity intheinland

areasofnortheastern Japan
Yabe,Y.,M.

Ohzono,T.

crustofNE

2011 off the PacificcoastofEarthquakeTohoku(Mw9.0),Japan
Okada, T., K. Yoshida,

S.

ShallowinlandUeki, J. Nakajima, N. Uchida,

earthquakes in NE Japan

Space,

T. Matsuzawa, N. Umino, A.

possibly triggered by749-754,

Hasegawa, and Group for thethethedoi:10.5047/

aftershock

Pacific coast of Tohoku

eps.2011.06.0

Earthquake

27

observationsofthe 2011 Off the Pacific Coast

2011off63,of Tohoku Earthquake(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定
1) 特許出願
なし
2) ソフトウエア開発
なし
3) 仕様・標準等の策定なし(3)

平成２４年度業務計画案

東北地方日本海沿岸の庄内平野東縁断層帯とその周辺地域での観測を継続し、地震波速度構造と減衰構造を高精度で推定する。さらに、比較対象である脊梁ひずみ集中帯の北部の状況を高精度で把握するために、岩手山における地震観測と GPS 観測を継続するとともに、焼走観測点で新たに機動的地震観測を開始し、地震火山観測用計測ユニットを設置して地震観測データを伝送する。さらに、GPS 観測点 1 点を設置し、観測を開始する。上記の観測研究の成果を基に、東北地方日本海沿岸、東北地方脊梁部及び宮城県北部の最新の成果を比較検討し、さらに、2011 年東北地方太平洋沖地震以後の地殻活動の変化も考慮しながら、ひずみ集中帯における内陸地震発生のモデルの検証と改良を行う。

155

図1

震源の再決定と構造推定に用いた震源分布（丸印）と臨時観測点の配置（灰色四角印）。赤三角印は第四紀の火山、小さな灰色四角印は定常観測点を示す。

156

図2

深さ 6 km での S 波速度偏差（左上図）とチェッカーボードテスト（右上図）及び北緯 39.05 度での東西鉛直断面図（左下図と右下図）。赤三角は第四紀の火山を示す。平面図の赤線と四角印は活断層と観測点の位置を表す。断面図の赤四角と点線は活断層と仮定したモホ面の位置を示す。

157

図3

深さ 6 km（左図）と 12 km（右図）での S 波速度偏差。

158

dVs (%)
図4

S 波速度偏差の東西鉛直断面図。北緯 39.10 度、39.05 度、39.00 度の断面を示す。

赤三角は第四紀の火山、赤四角は活断層の位置、点線は仮定したモホ面の位置を示す。

159

図5

臨時観測点を使った再決定震源と気象庁一元化震源との比較。丸印が再決定震源で、丸の大きさがマグニチュード、色が深さを表す。一元化震源は丸印と繋がっている線の先端に位置する。

160

図6

減衰構造の推定に用いた震源の分布。

161

図7

深さ 5 km における Qp、Qs、Qp / Qs、チェッカーボードテスト（Checkerboard ResolutionTest; CRT）、再現テスト（Restoring Resolution Test; RRT）の結果。赤三角は第四紀の火山、桃色線は活断層の位置を示す。東北地方太平洋沖地震の前と後の地震の震央分布をそれぞれ黒丸と白丸で示す。星印は過去に発生した主な内陸地震を表す。

162

図8

深さ 25 km における Qp、Qs、Qp / Qs、チェッカーボードテスト（CRT）、再現テスト（RRT）の結果。赤三角は第四紀の火山、赤丸は低周波地震の位置を示す。

163

図9

北緯 39 度における Qp、Qs、Qp / Qs、チェッカーボードテスト（CRT）、再現テスト（RRT）の結果の東西断面図。赤三角は第四紀の火山の位置を示す。東北地方太平洋沖地震の前と後の地震の震源分布をそれぞれ黒丸と白丸で、また低周波地震を赤丸で表す。

164

図 10

岩手山（赤三角）に設置された機動的地震観測点と連続 GPS 観測点の配置。

165

図 11

東北地方太平洋沖地震前（灰色丸）と地震後（黒丸）の地震活動とクーロン応力変化（Okada et al. (2011) 3) に加筆）。本震後に発生した主な地震のメカニズム解を欄外に示す。メカニズム解の二つの節面の内、余震分布から推定された断層面を太線で示す。ク
ーロン応力変化は色で示しており、赤色は地震が起こりやすくなったことを示す。カラー
スケールの単位は MPa。

166

図 12

山形県中部の地震について得られた、DD 法による再決定震源分布。東西方向の断面

図と震央分布図、及び 2011 年 4 月 4 日に発生した M2.2 の地震の押し引きによるメカニズム解を示す。地震の規模とその周辺の地震の並びから、南北方向の節面が断層面であると考えられる。

167

図 13

山形県中部の地震（点線丸内）とその周辺の S 波速度構造の東西断面図。北緯 38.50度（上図）と 38.55 度の断面図（中図）及びチェッカーボードテストの結果（下図）を示す。赤三角は第四紀の火山、赤四角は活断層の位置、点線は仮定したモホ面の位置を示す。

168

図 14

地震時ひずみ応答比と普段のひずみレート残差、及び地震波速度構造との比較。(a)

地震時ひずみ応答比 4) 。東北地方太平洋沖地震に伴うひずみ変化の観測値と均質弾性媒質を仮定した時の理論値との比を示す。(b) 普段の東西ひずみレート残差 5) 。内陸の東西ひずみレートからプレート境界のカップリングによる影響を除去した結果を示す。(c) 周期2 秒のレイリー波速度 6) 。(d) 深さ 10 km における P 波速度分布 7) 。

169