東海・東南海・南海地震の連動性評価研究プロジェクト
東海･東南海･南海地震の連動性評価のための調査観測･研究（平成２０～２４年度）

成果報告書

平成２５年５月

文部科学省

研 究 開 発 局

独立行政法人海洋研究開発機構

本報告書は、文部科学省の科学技術試験研究委託事業による委託業務として、独立行政法人海洋研究開発機構が実施した平成 24 年度「東海・東南海・南海地震の連動性評価のための調査観測・研究」の成果を取りまとめたものです。

図 1. 南海トラフ海域地震探査・地震観測

平成 20 年度〜24 年度までの調査観測海域図

平成 20 年度〜23 年度までの自然地震
観測点配置と震央分布日向灘から四国沖にかけて沈み込むフィリピン海プレートは、四国海盆側の海洋地殻から、薄い
海洋性地殻の「遷移帯」を経て九州パラオ海嶺の厚い地殻へと変化している。九州パラオ海嶺が存在する領域では短波長速度不均質も強い。遷移帯の西端が 1968 年の日向灘地震（Mw7.5）の滑り域南西縁と一致するが特徴的である。

深部低周波微動・地震の発生域の構造には空間的な変化がある。昭和南海地震の西縁である豊後水道の東西で深部低周波微動の発生領域が異なる。豊後水道西側では、微動発生域が島弧モホとプレート上面接合部である一方、東側では島弧モホとプレート上面接合部よりやや浅いプレートi境界である。さらに、深部低周波地震・微動の空白域である紀伊水道周辺では、島弧地殻最下面に相当する反射面が周辺よりも有意に浅く、南海・東南海地震震源域境界に関わる急激な変化が、沈み込むプレート形状の変化のみならず上盤プレート内部にも存在することを示唆している。

現状のプレート形状モデルに用いたデータセット。紀伊水道までは本業務で得られた結果を用い、紀伊水道以東は既存の研究成果を用いた。今後解析の進行にともない更新する。

日向灘から東海沖までの 3 次
元プレート形状モデル。フィリ
ピン海プレートが紙面の向こう側からこちら側へ沈み込む。
縦横比 2.5:1。

日向灘から紀伊半島沖までの３次元速度構造モデル（暫定版）のトラフ直交方向で切った断面。右上が解析した領域を示す。

ii

図 2. 切迫度の高い震源域の先行調査観測2011 年東北地方太平洋沖地震を震源近くで観測した海底水圧計の海底での映像。

海底水圧観測から明らかとなった、2011 年東北地方太平洋沖地震発生前後でのプレート境界での地震性すべりおよび非地震性すべりの分布。

iii

図 3. 紀伊半島沖における稠密・広帯域長期海底地震観測

観測準備中の観測船船上の様子と広帯域

平成 21 年３月 25 日のスペクトル。赤丸は海底地震計に装着した高精度水圧計（矢印）

低周波イベントと考えられるスペクトル変化

海底地震観測網から決定した平成 21 年３

平成 21 年３月 21 日から４月 11 日までの月から４月にかけて発生した低周波イベン

低周波イベントの発生数の時間変化。潮汐とトの震央位置（赤丸）。黒丸は観測点位置。

よい相関を示す。

iv

図 4. 陸域機動的地震観測による付加体・プレート境界付近の構造調査

B
D
A
C

B

1/24

31

2/4

3/3

11

3/13

A
D

C

2010 年１月から３月にかけて、日向灘から足摺岬沖で発生した浅部超低周波地震の震源位置の詳細決定結果。波形相関に基づく解析により、逆断層型の震源メカニズムを有する浅部超低周波地震が通常の地震活動よりも沖合で発生していること、震央位置が時期に応じて移動していることを確認した。

v

図 5. 地殻媒質モデルの研究

西南日本の微小地震活動(1998～2010)の時空間系列データの次元圧縮により、媒質の空間連結性（連動性）の様式とその時間変化を解明した。

40km

φ：流体量

α：形状因子

ベイズ逆解析の一種であるマルコフ確率場(MRF)モデルを用いて、地震波速度構造から流体量（Φ：ポロシティ）と形状因子（α：アスペクト比）を分離し、イメージングした。

vi

図 6. プレート境界面のすべりの時空間発展に関するデータベース構築

GPS データから推定した変位速度データの解析による南海トラフプレート境界の固着域（すべり遅れ分布）の推定
測地データの統合解析によって得られた四国付近の地震時すべり、余効すべり、スロースリップの相補的な分布vii

図 7. 過去の地震発生履歴から見た地震サイクルの多様性の評価(a)

左：浜名湖におけるピストンコアリング。右：三重県須賀利大池でのバイブロコアリング。

(b)

左：徳島県蒲生田大池のコア堆積物の分析結果。これらのコア試料は池全体で対比可能である。右：試料の写真約 2000～2300 年前の津波は、6500 年間で一回の出来事。

(c)

沿岸湖沼の津波堆積物から明らかになった南海トラフ沿いの津波履歴viii

図 8. シミュレーション手法と物理モデルの高度化

紀伊半島を通る測線 C-C’における地形の浸食の効果及びフィリピン海
プレート境界面での摩擦熱を考慮したモデルの数値シミュレーションによる(a)温度分布と震源分布。(b)表面の地殻熱流量の計算結果。黒線は温度分布から計算した表面の地殻熱流量、ピンク色の線は観測値の分布に対する最適曲線を表す。プレート沈
み込みだけによる熱モデルでなく、地形侵食とプレート境界面での摩擦熱の影響を加える必要があることが分かった。

近畿地方周辺での最近 500 年間における南海トラフ巨大地震前後の内陸活断層における被害地震の頻度分布（左）、前（中央図）および後（右図）に発生した内陸地震分布。南海トラフ巨大地震の 50 年前から 20 年後まで活動度が上がり（左図）、逆断層タイプの地震は地震前に発生しているのが確認された（中央図）。これは逆断層では南海トラフ巨大地震の発生によるΔCFF は負（ストレスシャドー）になり直後は地震が起こりにくく、東西圧縮によりΔCFF が回復して発生しやすくなるため、次の南海トラフ地震発生前に起きるように見えることが分かった。

ix

図 9. 連動条件評価のためのシミュレーション研究

沈み込み域のプレート境界深部の非地震性すべりと浅部のせん断応力分布の模式図。浅部の固着域下端に応力集中が生じる。

数値シミュレーションで得られた破壊エネルギーGc とプレート相対運動速度 Vpl と地震の再来
周期 Tr の積の関係。有効法線応力の深さ分布やプレート相対運動速度 Vpl が異なる７ケースについて調べたが、すべてについて１つの関係式で説明できる。この関係を利用すれば、プレート
境界巨大地震の破壊開始点での破壊エネルギーを推定できる。

x

図 10. 地震発生サイクル多様性のメカニズム解明

M9 クラスと M7 クラス後半の地震が共存する地震発生サ
イクルモデルでのプレート境界すべりの時空間変化。約1200 年で M9 クラスの地震が繰り返し発生する間に、M7クラスの地震が２回繰り返し発生する。M7 クラスの地震は断層上端（自由表面）付近には地震時のすべりが達しない
が、M9 クラスの地震は上端まで達し、より大きなすべりを生じる。また、M7 クラスの地震後に発生する余効すべりは、数百年に一度大きい地震・津波が生じる（右）シナリオの例。この場合、すべりがトラフ軸の先端まで生じるのに対して、左側ではトラフ軸付近がすべり残る。

M9 クラスの地震のサイクルの後の方がより大きな広がりになる。こうした地震や余効すべりの起こり方は、東北地
方太平洋沖地震と類似している。

巨大地震の発生サイクル中に、震源域内の固着状態に応じて、ゆっくり地震の起こり方が変化する。固着している期間（左図）では、海溝型巨大地震震源域傍で浅部の低周波イベントが不活発であるのに対して、地震発生直前（右上図）には浅部でも活発化し、深部低周波微動との類似性
が高まる。

xi

目次

はじめに

…1

１. プロジェクトの概要…2

２. 業務の実施体制…4

３. 研究報告3.1 南海トラフ海域地震探査・地震観測
担当：独立行政法人海洋研究開発機構…5

3.2 切迫度の高い震源域の先行調査観測
担当：国立大学法人東北大学…18

3.3 紀伊半島沖における稠密・広帯域長期海底地震観測
担当：国立大学法人東京大学…72

3.4 陸域機動的地震観測による付加体・プレート境界付近の構造調査
担当：独立行政法人防災科学技術研究所…96

3.5 地殻媒質モデルの研究
担当：国立大学法人東京大学…126

3.6 プレート境界面のすべりの時空間発展に関するデータベース構築
担当：国立大学法人名古屋大学…154

3.7 過去の地震発生履歴から見た地震サイクルの多様性の評価
担当：国立大学法人高知大学…181

3.8 シミュレーション手法と物理モデルの高度化
担当：国立大学法人京都大学…228

3.9 連動条件評価のためのシミュレーション研究
担当：国立大学法人東京大学
3.10

…298

地震発生サイクル多様性のメカニズム解明
担当：独立行政法人海洋研究開発機構…309

４. 活動報告4.1 会議録…325

4.2 成果の論文発表・口頭発表等…327

５. むすび

…397
xii

はじめに
東海・東南海・南海地震については、政府の地震調査研究推進本部（以下、「地震本部」という。）によると、今後 30 年以内の発生確率は、想定東海地震が 88％（参考値；M8.0 程度）、東南海地震が 70～80％（M8.1 程度）、南海地震が 60％程度（M8.4 程度）と、非常に高い値となっている。また、中央防災会議によると、東海・東南海・南海地震の同時発生による最大被害想定は、死者 32 万人、経済的被害 220 兆円との予測がなされている。さらに、過去の地震等記録によれば、これら３つの地震は将来連動して発生する可能性が高いとされている。このように、東海・東南海・南海地震については、きわめて切迫度が高く、推定される被害も甚大である。
このため、東海・東南海・南海地震の想定震源域等における稠密な海底地震・津波・地殻変動観測、大規模数値シミュレーション研究、強震動予測、津波予測、被害想定研究等
を総合的に行うことにより、東海・東南海・南海地震の連動性の評価に資するとともに、これらの地震が連動して発生した場合の人的・物的被害の軽減に資することを目的とした研究開発プロジェクトを実施する。
なお、本プロジェクトは、東海・東南海・南海地震の連動性の評価に加えて、リアルタ
イムモニタリング、物理モデル、シミュレーション、データ同化等を用いた総合的な「予測評価システム」を実現するための科学技術基盤を構築するものである。

1

1. プロジェクトの概要
東海・東南海・南海地震が発生する場合の、時間的及び空間的な連動性評価を行うために必要な知見を獲得するとともに、これらの地震が連動して発生した場合の強震動や津波、さらには被害等を予測し、連動に対応した災害対策等の検討に必要な情報を提供することを目的とする。これらの目的を達成するため、以下の２つのサブプロジェクトを実施した。
なお、サブプロジェクト（１）及び（２）の有機的な連携を図るため、本プロジェクト全体を統括した運営委員会を組織した。特に、サブプロジェクト（１）で得られた研究成果については、サブプロジェクト（２）の研究に最大限活用した。また、受託期間中は、各サブプロジェクトにおいて収集した観測データ等を一元的に管理し、広く一般に提供を行った。
（１）東海・東南海・南海地震の連動性評価のための調査観測・研究
東海・東南海・南海地震が発生する場合の、時間的及び空間的な連動性評価を行うため、想定震源域周辺での稠密な調査観測や、連動性評価モデル構築のための研究等を行う。具
体的には、以下の２つの個別研究テーマを実施する。
①稠密海底地震・津波・地殻変動観測
東海・東南海・南海地震の想定震源域において、主として長期型の海底地震計や水圧計等の稠密・広域展開による自然地震・地殻変動モニタリングを行うとともに、これらの地震計及びエアガン等を用いた大規模海底地殻構造調査等を行うことにより、当該海域の地
下構造イメージングを行う。また、GPS-音響システム等を用いた海底地殻変動観測や、海底音波探査などによる地下構造調査等を行う。さらに、東海・東南海・南海地震の連動性評価に資するため、地震本部の長期評価で、将来的な地震発生確率が高いとされる宮城沖
及び根室沖の海溝型地震の想定震源域周辺において、地震計及び水圧計を用いた稠密地
震・地殻変動モニタリングを行う。
これらの調査観測結果と既存の研究成果等とを併せて、南海トラフの巨大地震震源域の構造要因を抽出し、詳細な地殻構造モデルを構築する。
なお、長期型海底地震計等の観測機器については、効率的に利用することに留意するとともに、受託機関は、プロジェクト期間終了後も大学等の研究機関からの依頼に応じて、これらの観測機器を共同で活用する等、その有効利用を継続的に行うこととする。
②物理モデル構築及び地震発生シミュレーション研究
東海・東南海・南海地震の時間的及び空間的な連動性を評価するため、断層の摩擦すべり過程や広域・詳細な三次元地下構造等を基にした物理モデル（高精度地震発生予測モデ
ル）を構築するための研究を行う。さらに、東海・東南海・南海地震等の海溝型地震を対象として、既存の各種調査観測結果及び上記①で得られた調査観測結果等を基に、プレー
ト境界面の滑りの時間発展を推定し、スーパーコンピュータ等を用いてすべりの時間発展を再現する大規模数値シミュレーション研究、及びデータ同化手法の開発を行う。

2

また、津波調査に基づき、過去の海溝型地震の履歴を明らかにし、これを再現するシミュレーションなどを通して、連動を規定する摩擦パラメータの空間分布など、構造要因抽出等の研究を行う。
（２）連動を考慮した強震動・津波予測及び地震・津波被害予測研究
東海・東南海・南海地震の連動性に対応した防災・減災対策等の検討に必要な情報を提供するため、これらの地震の影響を強く受ける地域を対象として、スーパーコンピュータを用いた大規模シミュレーションなどにより、詳細な地下構造モデルを用いた広帯域強震
動及び津波予測の高精度化に向けた研究や、地震及び津波による被害予測の高精度化に向けた研究を行う。また、過去地震の震度分布や津波等の史料を利用して、過去の大地震の破壊様式を推定する。
さらに、東海・東南海・南海地震が連動して発生した場合の、国、地方公共団体等における応急対策や復旧・復興対策等の災害対応業務に関する研究等を行う。
なお、これらの研究を行う際には、サブプロジェクト（１）で得られる連動シミュレー
ションの結果等の成果を最大限活用して実施することとする。
本報告書では、このうち、サブプロジェクト（１）の平成 20 年～平成 24 年度の成果について記す。

3

2. 業務の実施体制
調

査

観

測

項

目

担

当

機

関

南海トラフ海域地震探査・地独立行政法人海洋研究開発機構

震観測

地震津波・防災研究プロジェクト

担

当

者

金田

義行

藤本

博己

篠原

雅尚

汐見

勝彦

大学院新領域創杉田精司

プレート境界面のすべりの国立大学法人名古屋大学大学院環境科学

鷺谷威

時空間発展に関するデータ

研究科

ベース構築

教授

過去の地震発生履歴から見国立大学法人高知大学理学部

岡村眞

た地震サイクルの多様性の教授
大学院理学系研

平原

和朗

地震研究所

加藤

尚之

プロジェクトリーダー
切迫度の高い震源域の先行

国立大学法人東北大学

調査観測

究科

大学院理学系研

地震噴火予知研究観測センター教授
紀伊半島沖における稠密・広国立大学法人東京大学

地震研究所

帯域長期海底地震観測教授

陸域機動的地震観測による独立行政法人防災科学技術研究所

付加体・プレート境界付近の地震・火山防災研究ユニット

構造調査

主任研究員

地殻媒質モデルの研究

国立大学法人東京大学
成科学研究科教授

評価シミュレーション手法と物

国立大学法人京都大学

理モデルの高度化

究科

連動条件評価のためのシミ

国立大学法人東京大学ュレーション研究教授

地震発生サイクル多様性の独立行政法人海洋研究開発機構

メカニズム解明

地震津波・防災研究プロジェクト

教授

サブリーダー4堀高峰

3. 研究報告
3.1 サブプロジェクト 1-1
南海トラフ海域地震探査・地震観測
担当：独立行政法人海洋研究開発機構

5

(１) 業務の内容(a) 業務題目「南海トラフ海域地震探査・地震観測」(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

独立行政法人海洋研究開発機構
リーディングプロジェクト

プロジェクト

地震津波·防災研究プロジェクト

リーダー

地球内部ダイナミクス領域

金田

義行

上席研究員

小平

秀一

主任研究員

尾鼻

浩一郎

研究員

高橋

努

山本

揚二朗

技術研究副主幹

藤江

剛

技術研究副主任

佐藤

壮

山下

幹也

仲西

理子

技術主任

柏瀬

憲彦

技術主事

下村

典生

(c) 業務の目的
南海トラフで繰り返し発生する巨大地震の中には、東海・東南海・南海地震が連動して発生する超巨大地震のケースがあることが指摘されている。このような超巨大地震について、どのような場合に連動あるいは非連動性の巨大地震となるのかを明らかにすることが必要である。東海沖から日向灘を含んだ南海トラフ地震発生帯全域において、反射法・屈折法地震探査よる地震発生帯のイメージング、及び長期地震観測データによる
海陸境界域深部構造イメージングを行い、南海トラフ地震発生帯のプレート形状、及びプレート境界物性の把握をする。これにより、連動型巨大地震発生評価のため地震発生
帯の物理モデルの高度化を図ることがねらいである。
(d) ５ヵ年の年次実施業務の要約
１) 平成 20 年度：
足摺岬から日向灘においてトラフ直交、平行方向の総延長約 800km の測線に海底地震計 160 台を設置し、屈折法地震探査を行った。海底地震計の設置期間中は自然地震観測も実施した。また、紀伊半島沖において、海底地震計 40 台、広帯域海底地震計３台を数 km 間隔で設置し３ヶ月間の地震観測を行った。
２) 平成 21 年度：
四国沖においてトラフ直交、平行方向の総延長約 1180km の測線に海底地震計 180 台
6を設置し、屈折法地震探査を行った。同海域で長期地震観測を実施するために、海底地震計 21 台の長期記録型への改良を実施し、地震探査測線上に 20km ごとに設置した。
３) 平成 22 年度：
前年度四国沖に設置した長期記録型海底地震計の回収を行った。土佐沖から紀伊半島沖においてトラフ直交、平行方向の総延長約 930km の測線に海底地震計 174 台を設置し、屈折法地震探査を行った。同時に 6000m のストリーマケーブル を曳航し反射法地震探査を実施した。また、同海域で長期地震観測を実施するために、海底地震計数台の長期記録型への改良を実施した。長期記録型 20 台を地震探査測線上に 20km ごとに設置した。
４) 平成 23 年度：
前年度土佐沖から紀伊半島沖にかけて設置した長期記録型海底地震計の回収を行った。紀伊半島沖においてトラフ直交、平行方向の総延長約 710km の測線に海底地震計 168台を設置し、屈折法地震探査を行った。屈折法探査測線の一部及び単独計画測線で 6000mのストリーマケーブル を曳航し反射法地震探査（総測線長約 530km）を実施した。また、同海域で長期地震観測を実施するために、海底地震計数台の長期記録型への改良を実施
し、長期記録型 15 台を地震探査測線上に 20km ごとに設置した。
５) 平成 24 年度：
前年度紀伊半島沖に設置した長期記録型海底地震計の回収を行った。紀伊半島沖から東海沖においてトラフ直交、平行方向の総延長約 840km の測線に海底地震計 162 台を設置し、屈折法地震探査を行った。屈折法探査測線の一部及び単独計画測線で 6000m のス
トリーマケーブル を曳航し反射法地震探査(総測線長 1280km)を実施した。
(２) 平成 20～24 年度の成果(a) 業務の要約
本 業 務 では 、 東 海 沖か ら 日 向 灘を 含 ん だ 南海 ト ラ フ 地震 発 生 帯 全域 に お い て、 反 射
法・屈折法地震探査及び長期自然地震観測データによる構造研究を行い、南海トラフ地震発生帯のプレート形状、及びプレート境界物性を把握し、これにより、連動型巨大地震発生評価のため地震発生帯の物理モデルの高度化を図ることがねらいである。
５カ年で実施した日向灘から東海沖にかけて、毎年海底地震計150～200台及び6000m
長のストリーマケーブル を用いた海域地震探査・地震観測により取得したデータを用
いて構造解析を行った。その結果、連動型巨大地震の震源域の西縁(古本, 2009; Furum
ura et al., 2011)に関連すると考えられる日向灘から九州－パラオ海嶺への構造変化が捉えられた。また、深部低周波微動・地震の発生域の構造についても、空間的な変化があることが明らかとなった。特に、深部低周波微動・地震の空白域である紀伊水道周辺では、島弧側の地殻が有意に浅くなっており、南海・東南海地震震源域境界に関わる
急激な構造変化が沈み込むプレート形状の変化だけでなく、上盤プレート内でも存在することが示唆される。
さらに、以上を含む構造解析の成果に基づき、地震発生帯の物理モデルの高度化のため、日向灘から紀伊水道までの一部の構造情報を用いた３次元プレート形状モデルと速7

度構造モデルを構築した。
(b) 業務の実施方法
南海トラフ域での沈み込みと地震の滑り域に関する詳細な構造を把握するために、日向灘（平成20年度）、四国沖（平成21年度）、紀伊水道周辺（平成22年度）、紀伊半島沖（平成23年度）、東海沖（平成24年度）で毎年総距離約800～1000kmの探査測線上に設置した海底地震計(OBS)150～200台により、制御震源であるエアガンの発振を記録す
ることにより屈折法及び反射法地震探査データを取得するとともに、３ヶ月程度の自然地震観測データを取得した（図１）。四国沖から紀伊半島沖にかけては、長期観測用OB
S15～20台による約９ヶ月の自然地震観測も実施した。紀伊半島では東京大学地震研究所（平成22年度）、（独）防災科学技術研究所（平成22、23年度）の協力による陸上測線の展開により、２度の海陸統合探査を実施することができた。各調査の詳細について
は、各年度の報告書に記した通りである。平成24年度の調査については、詳細を後述する。

図１

平成20年度から平成24年度までの調査測線及び観測点配置図。紀伊半島の実線は海陸統合調査測線の陸上部を示す。陸域の点線は（独）防災科学技術研究所Hi-net観測点を利用して海陸統合解析を実施して構造を推定した部分を示す。
屈折法地震探査データについては、初動トモグラフィ（Zhang et al., 1998）と反射
波走時マッピング(Fujie et al., 2006)によって得られた地震波速度イメージと反射イメージに基づき、初動走時、後続の反射波走時を説明可能な速度境界面を考慮し、よ8

り現実に近いと考えられる層構造的なモデルを波線追跡(Zelt et al., 1992)を用いて推定した。また、構造解析には、過去に日向灘域で実施された海上保安庁による大陸棚
調査データも利用した（図１）。一部のトラフ直交測線の陸側延長上の（独）防災科学
技術研究所Hi-net観測点ではエアガン信号が明瞭な観測点の記録を使用して、海陸境界部から四国及び中国地方の構造を解析した。これにより、日向灘から四国沖までの空間的なプレート形状や深部低周波地震活動域の構造を推定した。
自然地震観測データについては、観測域周辺の（独）防災科学技術研究所のHi-net,
F-netの陸上観測点のデータと併合し、Double-Differenceトモグラフィ法Zhang et al.,2006)により日向灘から四国沖にかけての３次元深部P波及びS波構造を推定し、記録から読み取ったP波S波の到達時刻を用いて震源決定を行った。構造推定に用いる初期速度構造には，先述の屈折法地震探査データの初動トモグラフィ結果を反映させている。得られたP波及びS波速度構造と、再決定された震源分布（図２）から屈折法地震探査の結果では決定できない深部のプレート境界面の形状を推定することができた。さらに、地震波速度構造のゆらぎ成分（数kmから数百mスケール）の空間分布を明らかにするため、数Hz以上の地震波の散乱に着目した解析から、日向灘から紀伊半島沖のランダムな速度
ゆらぎの空間分布を推定した。使用したデータは本業務で日向灘から紀伊半島沖に展開したOBS及び（独）防災科学技術研究所のHi-net、F-netの観測点で得られた地震波形記
録、そして（独）海洋研究開発機構が2004年に四国沖で行った自然地震観測(Obana etal., 2006)の波形記録である。解析には４-８Hz、８-16Hz、16-32HzのS波エンベロープを用い、媒質の速度ゆらぎのパワースペクトル密度関数が三次元フォン・カルマン型の関数形で表現できると仮定し、これまでに提案されてきた手法に基づき(Takahashi etal., 2011, 2009)、スペクトルを特徴づける統計パラメータの空間分布を推定した。

図２

平成20年度から平成23年度までの自然地震観測の観測点配置と震央分布。

以上の構造解析による成果に基づき、南海トラフ地震発生帯の３次元的なプレート形
状と３次元速度モデルの構築も試みた。地質解析ソフト DSD(Landmark 社ソフトウェア
9http://www.engineering-eye.com/LANDMARK/software/decision_space_desktop/index.html)により、境界面の形状、３次元構造の３次元的な可視化も可能である。本業務の目的である、南海トラフ地震発生帯の物理モデルの高度化のために、日向灘から紀伊半島沖までの成果の一部や既存の構造情報(Kodaira et al., 2005; Nakanishi et al., 2002,2008)を用いたプレート形状モデル、速度構造モデルを構築した。
以下には、平成 24 年度の業務である海域調査の実施方法について詳しく述べる。東海 沖で の 沈 み 込み に 関 す る詳 細 な 構 造の イ メ ー ジン グ 及 び 地震 の 滑 り 域に 関 す る 構 造を明らかにするため、大容量チューンドエアガンと海底地震計を用いた地震探査を実施した。調査測線は、想定東海地震の滑り域を通過するトラフ直交測線３本を設定した（図１）。また、地震滑り域内での詳細な構造変化あるいは連続性を把握するため、トラフ
平行測線３本を設定した（図１）。調査は 2012 年６月 29 日～８月６日（（独）海洋研究開発機構・深海調査研究船「かいれい」）に実施した。屈折法地震探査に際しては「かいれい」搭載の地震探査システム(Miura et al., 2009)を用いた。設置した海底地震計
は 162 台で、設置間隔は５km、Z01、Z02、Z04、Z11 測線にそれぞれ、27 台、32 台、47
台、56 台を使用した（図１）。Z04 測線（約 240km）の陸側延長線上には（独）防災科学
技術研究所により臨時観測点と発破（300kg）が展開され、海陸統合調査を実施することができた。屈折法地震探査の制御震源としては、「かいれい」搭載の 7,800cu. inch
エアガン・アレイを 140 気圧で、各測線 200m 間隔で発振した。Z01～Z04、Z06、Z11、Z13 測線では、50m 間隔のエアガン発振による反射法地震探査を実施した。探査終了後、浅海域に設置した OBS を中心に 14 台を回収した、残りの OBS148 台は引き続き約３ヶ月の自然地震観測を行った後、（独）海洋研究開発機構・海洋調査研究船「なつしま」により回収した。但し、Site109 は茨城沖に漂着、site001、108 の２点は未回収である。
本調査で使用した海底地震計（（株）東京測深製 TOBS-24N 型）は、３成分受振器（固有周波数 4.5Hz）とハイドロフォンで構成されており、データは収録装置によって 200Hz
サンプリングで連続的に収録された。屈折法地震探査データについては、地震探査調査
終 了 後 に 観 測 し た 記 録 を SEG-Y フ ォ ー マ ッ ト デ ー タ (Society of Exploration
Seismology 規格の地震探査用フォーマット)に編集した。編集したデータは測位データとともに CD 及び BD に保存した。反射法探査データについては、地中からの反射波デー
タをストリーマケーブル 中のハイドロフォンを通して取得し、探鉱器を通して SDLT テ
ープに SEG-D 形式(Society of Exploration Seismology 規格の地震探査用フォーマット)
で記録した。船舶に設置している GPS から得られた位置情報などを入力し SEG-Y 形式に編集してハードディスクに保存した。船上におけるノイズ除去などのデータ編集の後、航海終了後にかけて各種フィルター処理、速度解析を実施し Normal Moveout 補正を行い重合断面を作成した。さらに FK マイグレーションを適用し暫定的な SEG-Y 形式の反射断面を作成し、大判プロッターにより断面図として印刷した（図３）。

10

Zenisu Ridge
Nankai Trough図３

Z02 測線の反射法地震探査時間記録断面。縦軸一目盛りが１秒。横軸一目盛りが 3.175km。沈み込むフィリピン海プレート上面（矢印）が陸側の測線端付近まで追跡できる。
(c) 業務の成果
これまでの構造解析の結果から、日向灘から紀伊水道にかけてのフィリピン海プレー
トの形状が空間的に詳細に把握できた。特に、日向灘域の沈み込むフィリピン海プレー
トは、東の南海トラフ側の通常の四国海盆の海洋地殻から、薄い海洋性地殻の「遷移帯」
を経て九州－パラオ海嶺の厚い地殻へと変化している（図４(a)）。遷移帯の西端が1968
年の日向灘地震（Mw7.5）の滑り域南西縁と一致していることが特徴的である（図４(b)）。
さらに、日向灘における短波長速度不均質が強い領域は、構造解析から推定された沈み込んだ九州－パラオ海嶺が存在する領域と概ね一致し、海嶺の構造を反映していると考えられる（図４(c)）。
(a)

(b)

(c)

図４ 連動型巨大地震の西縁を規定する構造。日向灘から四国沖に沈み込むフィリピン
海プレートの構造変化
また、日向灘から四国沖にかけての上盤プレート内部では、古い付加体の海側への広がりが空間的に変化している。昭和南海地震の滑り量が大きかった領域と1968年の日向
灘地震の地震時滑り域とされる領域では、古い付加体の中でも下部の６km/s以上の高速度域が認められる。南海トラフ域の古い付加体は概ね５km/s以上の速度を持ち、古い付
加体の海側の端と沈み込むプレートの接点は、紀伊半島沖から四国室戸沖における昭和
南海、東南海地震の滑り域上限とほぼ一致することが既存研究で報告されていた
11

(Nakanishi et al., 2002)。しかし、足摺岬沖から日向灘については、その関係があてはまらないことが本業務で明確となった。一方で、古い付加体の下部の６km/s以上の部
分の海側の端と沈み込むプレート境界の接合部が、昭和南海地震、1968年の日向灘地震の滑り域の上限とほぼ一致する結果が得られた（図５）。また、自然地震観測データを用いた深部構造解析からは、昭和南海地震の滑り量の大きかった領域と1968年日向灘地
震の地震時滑り域との間にプレート境界上盤が低速度になっていることが、足摺岬沖から土佐湾にかけての構造変化として確認できる（図６）。

図5

昭和南海、東南海地震、日向灘の巨大地震の滑り分布と付加体の海側境界分布。右上は既存研究(Nakanishi et al, 2002)で指摘されている構造との位置関係。

図６ 昭和南海地震の滑り分布と上盤プレート内部の構造変化の比較。赤破線の西側に
上盤プレート内の低速度域が見られる。

12

図７ 四国から紀伊水道にかけての深部低周波微動・地震の発生域の構造の比較
さらに、深部低周波微動・地震の発生域の構造についても、空間的な変化があることがわかった。例えば、1946 年の南海地震の西縁にあたる豊後水道の東西で深部低周波微動の発生領域が異なり、西側では島弧モホとプレート上面接合部が、東側はやや浅いプレート
境界が微動発生領域であることが明らかになった。さらに、深部低周波地震・微動の空白域となっている紀伊水道周辺の構造探査データ解析の結果、島弧地殻最下面に相当する反射面が周辺よりも有意に浅く、また海側まで張り出して存在している可能性が示された（図７）。これは、南海・東南海地震震源域境界に関わる急激な構造変化が沈み込むプレート
形状の変化だけではなく、上盤プレート内部でも存在することを示唆しており、深部低周波地震・微動の空白域となっていることとも関連があると考えられる。また、短波長速度
不均質が強い領域が紀伊水道付近に見られており、過去の火成活動を反映した沈み込む海
山の構造と関連していると考えられる。深部低周波微動発生域の中で速度不均質の変化があり、四国西部や紀伊半島南部で周囲に比べ速度ゆらぎが強いことがわかった（図８）。

図8

深さ 40〜60km における短波長速度不均質。四国西部など深部低周波微動発生域の一部で強い速度不均質が見られる。
13

以上の成果に基づき、地震発生帯の物理モデルを高度化するため、南海トラフ地震発生
帯の３次元的なプレート形状と３次元速度モデルの構築と３次元的な可視化を試み、これまでに日向灘から東海沖までの構造情報を用いたプレート形状モデル（図９(a)）及び日向
灘から紀伊半島沖までの３次元速度構造モデルの暫定版（図９(b)）を構築した。
(a)

(b)

図９

(a)日向灘から東海沖までの 3 次元プ

レート形状モデル。フィリピン海プレートが紙面の向こう側からこちら側へ沈み込む。縦横比 2.5:1。
(b)日向灘から紀伊半島沖までの 3 次元速度
構造モデル（暫定版）のトラフ直交方向で切った断面。右上の四角で囲まれたグレーの領域が解析した領域を示す。
(d) 結論ならびに今後の課題
南海トラフ地震発生帯の物理モデルの高度化をめざし、平成 20～24 年度にかけて、日向灘から東海沖までの海域において、反射法・屈折法地震探査よる地震発生帯のイメージ
ング、及び長期地震観測データによる海陸境界域深部構造イメージングを行った（図１、２）。その結果、南海トラフ地震発生帯のプレート形状を空間的に求め、南海トラフ巨大地
震の滑り域を規定する構造要因、構造変化を捉えることができた。主な成果は、連動型巨大地震の震源域の西縁(古本, 2009; Furumura et al., 2011)に関連すると考えられる日向14灘から九州－パラオ海嶺への構造変化（図４）、昭和南海地震震源域の滑り量に対応した上盤プレートの構造変化（図５, ６）、震源域下限周辺の深部低周波地震・微動の発生域の構造変化（図７、８）、紀伊水道における南海・東南海地震震源域境界周辺の急激なプレート
形状の変化（図７、９）、及び上盤プレートの構造変化などを捉えたことである。これらの成果に基づき、３次元的なプレート形状モデル、３次元速度構造モデルの構築も可能となり（図９）、物理モデルの高度化を進めた。今後の課題としては、プレート形状を含む速度構造モデルの信頼性の評価を実施することが挙げられる。具体的には、速度構造モデルによる観測走時や振幅データの説明がどの程度可能かを定量的に評価すること、自然地震観
測データによる深部構造解析結果との比較、速度構造モデルを用いて再決定される震源分布の比較などを通じて評価するとともに、３次元構造モデルの信頼性を向上させることが必要である。また地震サイクルシミュレーションにより効率良く適用可能とするため、３次元的により均質な解像度のモデルを構築することが要求されている。これについては、
新たな構造解析の結果である情報を入力として増やす一方で、現状のデータ入力情報の均質化を図ることで対応する。
また、本業務では実施しなかったが今後必要であると考えられる課題を以下に述べる。
（１）プレート形状及び速度構造モデルの領域の琉球弧や房総沖への拡張とそのための調査観測（２）変形や応力の計算に必要なポアソン比、ヤング率につながる物理量の導出。現状のP 波速度だけでなく、S 波速度、密度情報の導出（３）プレート形状を含む海陸境界部深部構造の決定精度の向上のための高精度海陸統合
調査（４）トラフ先端部での地震性滑りの履歴(Sakaguchi et al., 2011）を広域的に検証するための浅部高精度調査（５）浅部プレート境界で発生している浅部低周波地震(Sugioka et al., 2012)のモニタ
リング(e) 引 用 文 献1) 古本宗充，安藤雅孝、西南日本から琉球列島にかけての超巨大地震の可能性、月刊地
球，31,197-202, 2009.
2) Furumura, T., K. Imai, and T. Maeda, A revised tsunami source model for the 1707
Hoei earthquake and simulation of tsunami inundation of Ryujin Lake, Kyushu,
Japan. , J. Geophys. Res., v116, B02308, doi:10.1029/2010JB007918, 2011.
3) Zhang, J., Brink, U. S. and Toksoz, M. N., Nonlinear refraction and reflection
travel time tomography. J. Geophys. Res., 103. 29743-29757, 1998.
4) Fujie, G., Ito, A., Kodaira, S., Takahashi, N., Kaneda, Y., Confirming sharpbending of the Pacific plate in the northern Japan trench subduction zone by
applying a traveltime mapping method, Physics of the Earth and Planetary Interiors,
157, 1, 72-85, 2006.

15

5) Zelt, C. A. and Smith, R. B., Seismic travel time inversion for 2-D crustal
velocity structure, Geophys. J. Int., 108, 16-34, 1992.
6) Zhang, H and C. Thurber, Development and Applications of Double-difference
Seismic Tomography, Pure appl. Geophys., 163, 373-403, 2006.
7) Obana, K., Kodaira, S., and Kaneda, Y., Seismicity related to heterogeneous
structure along the western Nankai trough off Shikoku Island, Geophys. Res. Lett.,
33, L23310, doi:10.1029/2006GL028179, 2006.
8) Takahashi, T., K. Obana, S. Kodaira, D. Suetsugu, N. Takahashi, S. Kamiya, and
Y. Tamura, Random inhomogeneities in the northern Izu-Bonin arc estimated bytomographic inversion of peak delay times of S wave seismograms, J. Geophys. Res.,
116, B03303, doi:10.1029/2010JB007691, 2011.
9) Takahashi T., H. Sato, T. Nishimura and K. Obara, Tomographic inversion of thepeak delay times to reveal random velocity fluctuations in the lithosphere: Method
and application to the northeastern Japan, Geophys. J. Int., 178, 3, 1437-1455,
doi: 10.1111/j.1365-246X.2009.04227.x, 2009.
10) Miura, S., A History of JAMSTEC Seismic Data Acquisition System, JAMSTEC Report
R&D, Special issue, 81-87, 2009.
11) Kodaira, S., Iidaka, S., Nakanishi, A., Park,J. O., Iwasaki, T. and Kaneda,
Y.,Onshore-offshore seismic transect from the eastern Nankai Trough to central
Japan crossing a zone of the Tokai slow slip event, Earth Planets Space, 57,
935-941, 2005.
12) Nakanishi,A., Takahashi,N., Park,J. O., Miura, S., Kodaira, S., Kaneda, Y.,
Hirata, N., Iwasaki, T. and Nakamura, M., Crustal structure across the coseismic
rupture zone of the 1944 Tonankai earthquake, the central Nankai Troughseismogenic zone, J. Geophys. Res., 107, B1, doi:10.1029/2001JB000424- 2002.
13) Nakanishi, A., Kodaira, S., Miura, S., Ito, A., Sato, T., Park,J. O., Kido, Y.
and Kaneda, Y., Detailed structural image around splay fault branching in the
Nankai subduction seismogenic zone:Results from a high-density ocean-bottom
seismic survey, J. Geophys. Res., 113, B03105, doi:10.1029/2007JB004974- 2008.
14) Nakanishi, A., Kodaira, S., Park, J. O. and Kaneda, Y., Deformable backstop as
seaward end of coseismic slip in the Nankai Trough seismogenic zone, Earth Planet.
Sci. Lett., 203, 1, 255-263, 2002.
15) Sakaguchi, A., chester, F., Curewitz, D., Fabbri, O., Goldsby, D., Kimura, G.,
Li, C. F., Masaki, Y., Screaton, E. J., Tsutsumi, A., Ujiie, K. and Yamaguchi
A., Seismic slip propagation to the updip end of plate boundary subduction
interface faults: Vitrinite reflectance geothermometry on Integrated Ocean
Drilling Program NanTroSEIZE cores, Geology, doi:10.1130/G31642.1, 2011.
16) Sugioka, H.,Okamoto, T., Nakamura, T., Ishihara, Y., Ito, A., Obana, K., Kinoshita,M., Nakahigashi, K., Shinohara, M., Fukao, Y., Tsunamigenic potential of the16shallow subduction plate boundary inferred from slow seismic slip, Naturegeoscience, DOI: 10.1038/NGEO1466, 2012.

17

3.2 サブプロジェクト 1-2
切迫度の高い震源域の先行調査観測
担当：国立大学法人東北大学

18

(１) 業務の内容(a) 業務題目
切迫度の高い震源域の先行調査観測(b) 担当者
所属機関

役職

国立大学法人東北大学災害科学国際研究所

教授

藤本

博己 1)

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

准教授

日野

亮太

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

准教授

三浦

哲 2)

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

助教

伊藤

喜宏

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

助教

太田

雄策

国立大学法人東北大学災害科学国際研究所

助教

飯沼

卓史 1)

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

研究員

稲津

大祐 3)

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

研究員

鈴木

健介 4)

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

技術職員

平原

聡

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

技術職員

中山

貴史

技術職員

鈴木

秀市

国立大学法人東北大学大学院理学研究科
1)

氏名

平成 23 年度まで大学院理学研究科所属
2)
3)

平成 20 から 22 年度まで

平成 21 から 24 年５月まで
4)

平成 24 年６月より(c) 業務の目的
宮城県沖及び根室沖においては海溝型大地震が発生する切迫度が非常に高く、こうした領域
における調査観測は、海溝型大地震の発生準備ならびに直前過程と発生直後のプレート間すべりの拡大様式を理解する上で重要であり、南海トラフ巨大地震の連動性評価に大きく活用できるものである。このため、宮城沖、根室沖地震の震源域において、地震計、水圧計を用いた長期地殻活動観測・評価を行い、その成果である研究対象地震の再来前後の地殻活動評価を、南海トラフで発生する地震の連動発生可能性の評価に反映する。
(d) ５ヵ年の年次実施業務の要約
19１) 平成 20 年度：
宮城県沖の６カ所に海底地震計を設置し、宮城県沖地震の想定震源域周辺における微小地
震活動の時空間変化の長期モニタリングを開始した。さらに、４カ所に海底水圧計を設置し、プレート間すべりによる海底上下変動の検知のための試験観測を開始した。また、根室沖海域においては 10 地点に海底地震計を設置して、根室半島沖地震の想定震源域における微小地
震活動のモニタリングを開始した。一方で、海底上下変動データによってプレート間すべりの検知能力がどのように向上するか、数値実験を通して評価を行う一方で、海底圧力観測技
術開発の一環として、圧力センサーの長期ドリフトの評価のための室内実験に着手した。
２) 平成 21 年度：
平成 20 年度に設置した海底地震計及び水圧計を回収し、そのデータ処理を行った。地震計のデータ解析から、宮城県沖で発生する微小地震の震源分布を推定した。また、海底圧力データから海底地殻鉛直変動を検出するための技術開発の一環として、海洋変動に起因する圧力変動の数値モデリング手法の開発に着手し、その結果を、本業務で取得された海底圧力データにみられる変動との比較を行った。さらに、圧力観測のデータを用いて、海底地殻変動の検知を試みた。一方、平成 20 年度に開始した地震・水圧観測を継続するとともに、宮城県沖においては「宮城県沖地震における重点的調査観測」によって整備された海底地震・水圧観測網の継承・維持を行った。根室沖においても水圧観測を２観測点において開始した。
３) 平成 22 年度：
平成 21 年度に設置した海底地震計及び水圧計を回収してそのデータ処理・解析を行った。
地震計のデータ解析から、根室沖で発生する微小地震の詳細な震源分布を明らかにするとともに、宮城県沖においてはプレート境界周辺の起震応力場を明らかにした。水圧観測データ
から潮汐や海洋変動などの地殻変動以外の現象による変動成分の除去方法に関する検討を進め、海陸プレート間固着に起因すると思われる長期的な海底地殻上下変動の検知を試みた。
さらに、陸上測地観測との協調によって、プレート間すべりを高精度で推定する手法の開発を行った。一方で、平成 21 年度からの海底観測態勢を継続して維持した。
４) 平成 23 年度：
平成 22 年度に設置した海底地震計及び水圧計を回収してそのデータ処理・解析を行う。平
成 22 年に設置した観測装置は、平成 23 年３月 11 日に発生した東北地方太平洋沖地震を観測したことから、こうしたデータを用いることにより、この地震の震源像の詳細と、地震発生前後におけるプレート間すべりの時空間分布の推定を行った。さらに、東北地方太平洋沖地震の震源が位置する宮城県沖における微小地震観測と水圧観測を継続し、起震応力場と余効
すべりの時空間的な変化を明らかにすることにより、海底観測から海陸プレート境界における固着－すべり状態のマッピングに着手した。さらに、根室沖における地震・水圧観測を継続して実施し、この地域における地震活動や地殻変動に対する東北地方太平洋沖地震の影響の評価を行った。
５) 平成 24 年度：
平成 23 年東北地方太平洋沖地震（東北沖地震）の地震時及びその前後におけるプレート間すべりの時空間変化を明らかにし、連動型巨大地震の発生過程の物理モデル構築のためのシ
ミュレーション研究において再現するべき地震発生のシナリオモデルを提供した。東北沖地
20

震の余震・余効変動の活動を把握するために、宮城県沖における海底地震・地殻変動観測を継続し、得られるデータの解析によるすべり分布推定を行うほか、すべり分布と地震波速度
構造や起震応力場の空間変化との対応関係を示した。さらに、引き続き地震発生準備過程にある根室半島沖におけるプレート間すべりの時空間変化について、東北地方太平洋沖地震による影響を検討したほか、プレート間地震のアスペリティを特徴付ける海底下構造に関する検討を進めた。
(２) 平成 20～24 年度の成果(a) 業務の要約
平成 20 年度 11 月から、自己浮上式海底地震計（OBS）及び自己浮上式海底水圧計（OBP）
を同一地点に繰り返し設置・回収を繰り返すことにより、宮城県沖と根室半島沖のプレート境界型地震発生域における地震活動ならびに地殻上下変動の長期観測を実施した。
宮城県沖においては、OBS と陸上観測網のデータの併合解析によりプレート境界周辺の３次元地震波速度構造を推定するとともに、詳細な震源分布を明らかにした。また、OBPを用いた海底上下変動の連続観測によって東北沖地震に伴う、地震発生前、地震時及び地震後のプレート間すべりの時空間的な変化を明らかにした。地震発生の約１ヶ月前に非地震性すべりイベントが発生し、同様なイベントが 2008 年にも発生していたことが示された。また、本震発生の直前に活発化した前震活動の期間中、本震の破壊の開始点に向かって非地震性すべりの拡大が進行し、これがプレート境界型地震の連鎖的な破壊を引き起こし、こうした過程を経て本震の発生に至ったと考えられる。東北沖地震の地
震時すべり分布は、海底観測を行ってきた宮城県沖で極大であるが、すべり量分布と地震波速度の空間変化に相関があることや、東北沖地震発生後にプレート境界域の地震活
動がほとんど見られなくなるなど、巨大地震の発生域を特徴付ける重要な発見がもたらされた。東北沖地震の余効変動は現在もまだ進行中であるが、初期の約８ヶ月間のすべり分布を推定した結果、日本海溝の海溝軸に近い領域で大きなすべりが進行していること、本震時すべり分布の中心である、宮城県沖の海域下では余効すべりがほとんど起こっていないこと、が明らかとなった。根室半島沖においては、宮城県沖において観測されたような顕著なプレート間すべりを伴うイベントは発生しなかったが、蓄積された微小地震観測データを活用してコーダ Q （ Q c ）の空間変化を推定し、これがプレート間大地震の固着強度の変化と対応関係を示す可能性を指摘した。
(b) 業務の実施方法
本業務の海底観測で使用した OBS と OBP は、いずれも 17 インチのガラス耐圧球１個の中に記録装置と電源を収納したものに、音響呼び出し式の切り離し装置を介して錘を取り付けたもので、外観及び観測時の取り扱いはほぼ同様である（図１、２）。
OBS はいずれも海洋研究開発機構が管理するもので、もともと海底地殻構造探査のために開発されたものを長期（12 ヶ月が目標）観測が可能となるように改造整備を行って、本業務での地震観測に使用した。センサーは３成分速度型地震計（Geo SpaceTech.社
21HS-1LT、固有周期 4.5 Hz）とハイドロフォン（High Tech 社 THI-90-DY 型）で、地震計
センサーは耐圧容器内に、ハイドロフォンは直接海水に接している必要があるため耐圧容器の外側に固定されている。合計４成分のセンサーで捉えられた信号は、分解能 24bit
で A/D 変換され、刻時信号とともにハードディスクに連続収録される。
OBP は本業務の開始にあわせて新たに開発したシステムである。水圧センサーには、
Paroscientific 社製 Digiquartz Series 8B シリーズを採用した。このセンサーは、圧力変動を水晶振動子の発振周波数の変化によって捉えるもので、OBS のハイドロフォンと同様、耐圧容器の外側に取り付けられる（図２）。圧力センサーの発振周波数は受けている圧力だけでなく周囲の温度にも依存するため、その依存性を補償する目的で圧力センサーとは独立の温度計測のための水晶振動子も備えており、圧力と温度計測のための２種類の振動子の発振周波数を同時に計測する必要がある。OBP システムは、これらのセンサーの振動信号の周波数を耐圧容器内の計測回路により計測してそれを連続して収録するように設計されている。振動数の計測に使用するために高安定の水晶振動子を別に備え、観測記録の時刻管理もこの水晶振動子を基準にした時計で行われる。
本業務による OBS 及び OBP を用いた観測は、平成 20 年度の 11 月に開始した。根室半島沖では OBS 観測を完了した平成 24 年度まで、配置を変えることなく 10 観測点での地震観測を継続した（図３）。宮城県沖の OBS の観測点は、当初６観測点で開始したが、平成 21 年度には「宮城県沖における重点的調査観測」（以後、宮城沖重点）で観測を行っていた 15 観測点を引き継ぎ、合計 21 観測点となった。その後、観測日程の都合で平成 22 年度からは 20 観測点（１観測点減）での観測になり、東北沖地震発生直後の洋上作業の困難さから近海域の６観測点で観測継続を断念した結果、平成 23 年度以降は 14
観測点での観測を継続して、平成 24 年度に観測を完了した（図４）。OBP 観測は、根室半島沖においては、平成 20 年度は２観測点で開始し、23 年度以後は３観測点で実施した(図３)。宮城県沖の OBP 観測は、平成 20 年度の開始時点では４観測点であったが、平成 21 年度には宮城沖重点の１観測点の継承とあわせて６観測点を増強して、平成 24
年度まで合計 10 観測点での観測を継続した（図５）。
宮城県沖における観測機材の設置・回収とこれに付随する観測作業の多くは、気象庁
地震火山部及び仙台管区気象台の協力をうけて、同庁の観測船「高風丸」（函館海洋気象台）、「凌風丸」、「啓風丸」（気象庁本庁）の各船の航海行動によって実施された。さ
らに、学術調査船「淡青丸」及び「白鳳丸」の研究航海でも一部の観測作業を実施した。
根室半島沖における観測作業と宮城県沖での作業の一部は、本業務により傭船した「第12 海工丸」、「第５海工丸」、「第７海工丸」「かいこう」（いずれも、(株)オフショア・オ
ペレーション）により実施した。
各観測航海によって回収された OBS 及び OBS のデータに対しては、東北大学において
次のような一次処理を行った。
いずれの OBS、OBP も海底で連続した波形記録を収録している。波形データは OBS あ
るいは OBP ごとに、それぞれに内蔵された時計により管理された時刻情報とともに記録されているため、各観測装置に固有な時刻ずれを補正して時間軸を揃えた後、全観測点のデータの統合を行う。
22

地震波形データは、日本国内では標準的な win 形式（卜部・束田, 1992）を用いて、１分ごとのイベントファイルに分割して全観測期間の連続データをデータベース化した。さらに、解析の際に、東北大学大学院理学研究科地震噴火予知研究観測センターにおいて収録されている東北地方の陸上地震観測点の波形データとさらに統合できるよう、地震波形データ検索・験測システムを構築した。本業務では、OBS 波形は震源決定
ならびに地震波速度構造解析に資するため、このシステムによって海陸観測点のデータを統合した上で P 波及び S 波の到達時刻をオペレーターにより読み取った。読み取りの対象としたのは、気象庁の一元化震源カタログに掲載されたもののうちマグニチュード
が２以上（東北沖地震後は 2.5 以上）で、観測網近傍に震央をもつ地震である。

23

図１

海底地震計及び水圧計の準備作業風景。黄色いケースに納められているのが海底地

震計、橙色のケースに収められているのが水圧計。

図２

海底水圧計。橙色のケース内に電源電池とデータ収録装置を納めた 17 インチ耐圧ガ

ラス球が入っている。圧力センサーと精密温度計は、耐圧容器の外側に取り付けられてい
る。

24

a)

b)

c)

d)

e)

f)

図３

根室半島沖における海底観測網．a)平成 20 年度、b)平成 21 年度、c)平成 22 年度、

d)平成 23 年度、e)平成 24 年度、f)５か年をまとめたもの。青菱形は OBS 観測点。b)～e）の赤丸は OBP 観測点。a)～e）の灰色点は、各観測期間中に発生した地震の震央（気象庁一元化カタログによる）。

25

a)

b)

c)

d)

e)

f)

図４

宮城県沖における海底観測網．a)平成 20 年度、b)平成 21 年度、c)平成 22 年度、d)

平成 23 年度、e)平成 24 年度、f)５か年をまとめたもの。a)～e）の灰色点は各観測期間中に発生した地震の震央（気象庁一元化カタログによる）。S07 は平成 21,22 年度のみ。S01,
S02, S21, S22, S26, S27 が平成 22 年度まで。

26

図５

宮城県沖における海底水圧観測網。青丸は平成 20 年度着手、赤丸は平成 21 年度着手。紫丸で示した２観測点は、東北大学が運営費交付金で維持していた観測点で本業務での解析でデータを用いた。

27

OBP で収録されるデータは圧力そのものではなく、水晶式温度・圧力センサーの発振振動数であるため、物理値（温度・圧力）へ換算する際の積分時間に応じて、分解能が異なる。海底地殻変動の検出のためには、１mm 程度の高い分解能が必要な反面、時間分解能は低くても良いので、１分の積分時間で温度・圧力に変換したのち、時系列データを用意した。また、地震時には地震波や津波による大振幅・短周期の圧力変動が観測され、これらもその地震を特徴付ける重要なデータであることから、積分時間１秒の時系
列データも別途用意した。
海底水圧計を用い海底地殻の鉛直変動を検知するためには、海洋変動に起因する海底水圧変動を正確にモデル化し除去する必要がある。海底水圧変動に影響を及ぼす海洋変動のうち、海洋潮汐による海面高変化は調和解析（BAYTAP-G, Tamura et al., 1991）
により高精度で抽出し、観測時系列から除去することが可能である。海底水圧データの測地学的な活用の観点から見てノイズとなる非潮汐の変動としては、海洋潮汐より長周期側の変動である。そのうち、数か月以下の周期をもつものについては、総観規模の気圧や風で駆動される順圧変動で概ね説明できることが海洋物理学的にわかっている（Ponte, 1993; Hirose et al., 2001; Stepanov and Hughes, 2004）。そこで、ERA-Interim
再解析データ（Berrisford et al., 2009）による海面気圧と海上風で駆動される全球海洋の高解像度順圧モデリングにより、観測地点における海底水圧時系列を数値的に予測し、これを観測時系列から差し引くことにより、非潮汐海洋変動に起因する水圧変動
成分の除去を行った
図６は、数値的に予測された 2009 年における全球での海底水圧変動の rms 振幅の空間分布である。予測結果はモデリングを行う際の空間格子サイズに依存するが、米国大気海洋局（NOAA）が世界中の海域に展開している海底圧力観測のための DART システム
（González et al., 2005）で得られている時系列との比較から、格子サイズを 1/12 度としたときが最適であることがわかった。こうした予測値と本業務で得られた実際の海底水圧記録とを比較すると、概ね良い一致を示すものの、予測による水圧変動の振幅が観測記録よりわずかに小さい傾向がある(図７)。
こうした海底水圧の擾乱をもたらす非潮汐海洋変動は空間波長が長いため、近距離にある観測点間で圧力差をとることで効果的に除去できるという報告がある（Fujimoto etal., 2003）。本業務で実施した海底水圧観測の観測点間隔は 20 km 程度であり、各観測点間で得られた海底水圧の時系列の形状の相似性は極めて高い（図７）ので、これらの差をとることで非潮汐海洋変動による圧力擾乱の影響を低減できる可能性がある。一方で、発生している海底地殻変動量の空間変化の波長が数十 km 程度であれば、これは複数の観測点組み合わせで完全に同相となることはなく、その影響が圧力差時系列に現れることが期待できる。そこで、こうした解析も観測データに対して適用を試みた。
海底水圧データには、以上のような潮汐及び非潮汐海洋変動による擾乱の他、圧力センサーの長期ドリフトによるみかけの圧力変動も含まれる。Paroscientific 社の圧力セン
サーの長期安定性に関する研究は、Watts and Kontoyiannis (1990)により精力的に行

28

図６

モデル計算による海底圧力の標準偏差。左から空間解像度が 1/4°、1/6°、1/12°

である。

29

P01

2.40

1.41

1.71

0.71

P02

2.34

1.36

1.66

0.72

10 cm P03

2.41

1.34

1.81

0.67

P04

2.18

1.38

1.50

0.73

P05

1.84

1.34

1.21

0.75

1.82

1.22

1.31

0.69

GJT4

1.92

1.31

1.15

0.81

GJT3

JT2

2.42

1.21

1.85

0.67

JT1

1.95

1.23

1.33

0.74

図７

宮城県沖観測点における海底圧力変動。赤：観測値（潮汐・センサードリフト成分を除去したもの）。青：数値モデルによる予測値。緑：観測値から予測値を差し引いた残差。
それぞれの時系列の変動の大きさを、標準偏差により赤、青、緑文字で示す。黒字は、観測値とモデル値の相関係数。

30

われ、長期ドリフト Pdrift は

Pdrift  P1 1  exp P2 t   P3  P4 t（１）という関数で良く近似できることが示されている。ここで、t は時刻、 P 1 、 P 2 、 P 3 、 P 4
は定数である。こうしたドリフト特性は、センサーに固有であるのはもちろん、観測ごとに再現性があるかの検証が不十分であるため、本業務では、各観測点での１回の観測で得られた時系列ごとに、（１）式を仮定してセンサーの長期ドリフトの寄与を推定して、元データから除去した。なお、東北沖地震の発生時を含む時系列については、その前震発生以後に進行した大きな地殻変動の影響が観測データに含まれているので、長期ドリフトの推定は、観測開始から 2011 年の３月までの時系列だけを用いて行った。
(c)業務の成果
本業務の海底地震観測により、宮城県沖においては、東北沖地震の発生前後で地震活動の様相に顕著な変化が見られることが明らかとなった。図８に本震前・後（灰色・黒）の期間にわけて表示した震源分布図を示す。これらの震源は、宮城県沖での OBS 観測データを用いて推定された３次元地震波速度構造モデルを用いて再決定されたものである。この構造モデルとその特徴については後述する。
本震前においては本震よりも海溝軸側においてプレート境界と考えられる面に集中して地震が発生しているのに対し、本震後においてはプレート境界に沿って発生している地震以外にも、沈み込む太平洋スラブ内、上盤側プレート内及びマントルウェッジ内においても地震活動が見られる。図９に震源分布に重ねて独立行政法人防災科学研究所
によって運営されている F-net（http://www.fnet.bosai.go.jp）によって推定されたメカニズム解を示している。震源分布と同様に本震前・後において発生した地震のメカニ
ズム解にも違いが見られ、本震前においてはプレート境界型地震が卓越しているのに対し、本震後においては本震前と比較してプレート境界型地震の割合が低くなっている。
このような本震前・後の地震活動の変化は、陸上観測点を用いて東北地方の全域の海底下の地震活動の研究(Asano et al., 2011) によっても報告されている。
本震の２日前にマグニチュード 7.3 のプレート境界型地震（最大前震）が本震近傍で発生し、最大前震の余震とみられる顕著な地震活動が観測されている（東北沖地震の前震活動と定義）。図 10、11 に本震及び最大前震近傍の震源分布及び地震の時空間分布を示す。震源の多くは、一つの面に沿って発生しておりプレート境界型地震であると考えられる。前震活動は、２月 16 日に発生したマグニチュード 5.5 の中規模地震によって活発化し、本震前 25 日程度の期間に地震発生域の up-dip 側の境界近傍において発生している（period-I）。これらの前震活動は、マグニチュード５級の地震を含み、本震/余震型というよりも群発型の地震活動を示している。また、これらの前震活動は X（プレートの沈み込み方向）= -30 km に集中しているが、Y 軸（海溝軸に平行）方向においては、1.8 km/day 程度で南に移動している。

31

図８

宮城県沖の震源分布。濃い灰色と黒の丸印は、それぞれ東北地方太平洋沖地震発生より前と後の地震の震源。淡い灰色の丸は 2004～2009 年の間に発生した地震。(a)震央分
布。(b)(a)中の矩形領域内の地震の震源深さ分布。

32

図９

2011 年に発生した地震の震源ならびに発震機構解の分布。灰色点で震源を示す。発震機構解は F-net によるもので、すべり角（ λ ）によって色を変えてある。赤: 逆断層型
( λ > 45°); 緑:横ずれ型(-45° < λ < 45°); 青:正断層型( λ < -45°). (a) 本震以前の期間(2011 年１月１日から本震発生まで). (b) 本震後の期間(本震発生から５月 24 日ま
で).

33

図 10

東北地方太平洋沖地震の震源付近における震分布。本震発生より 30 日前から本震

発生直前までの地震を、発生時刻に応じたカラースケールで示した。 (a)震央分布. (b) 矩形領域内の震源深さ分布。

34

図 11

図８に示した範囲内で発生した地震の時空間分布図。X 軸及び Y 軸の位置は図 10に示した通り。星印は LFS (最大前震)と MS (本震)を示す. (a) 本震発生前の 30 日間の地
震を X 軸（沈み込みの方向）に投影したもの. (b) 本震発生前の 30 日間の地震を Y 軸（海溝の走向方向）に投影したもの. (c) 最大前震から本震が発生するまでの期間（X 軸）。 (d)最大前震から本震が発生するまでの期間（Y 軸）35その後の３月９日に period-I の前震活動の 20 km 程度陸側において最大前震が発生し、本震までの２日間により活発な前震活動が最大前震と period-I の前震との間の領域において発生している（period-II）。period-I と同様に南（本震震央）に向けた地震活動の移動がみられるが、その移動速度は 6.7 km/day 程度であり period-I の移動速度よりも速い。これらの結果は、陸上観測点に基づいた解析（Ando and Imanishi, 2011; Katoet al., 2012）と調和的であり最大前震の余効すべりの伝播によって引き起こされた地
震活動であると考えられる。本震震央よりも陸側の領域では、同様の顕著な前震活動は確認されておらず余効すべりは本震震央よりも陸側には伝搬しなかったと考えられる。
period-I の前震活動も同様に非地震性のプレート境界のすべりによって引き起こされていたならば、狭い領域で発生した前震活動は、前震活動の初期段階において非地震性
すべりのプレート境界の沈み込み方向への伝搬はみられなかったことを示唆する。
宮城県沖では人工地震探査によって詳細な P 波速度構造が推定されている。この人工
地震探査の測線は、本震震央近傍を通っているために震源分布と速度構造を比較することは地震発生機構を考える上で重要である。図 12 に本研究によって得られた震源と Itoet al. (2005)による P 波速度構造の比較を示す。
宮城県沖における大陸地殻の厚さは、約 20 km であり、プレート境界がこの深さで大陸性モホ面と交差する。本震の震源は、おおよそこの交点と一致しており、前震活動は本震よりも陸側/海溝軸側の領域で大きく異なっている。このことから、前震活動の違いは、プレート境界よりも浅部の構造に起因していることが期待される。前震活動が活
発な本震震源よりも海溝軸側の領域では沈み込む海洋性地殻は大陸地殻と接触（スラブ−地殻接触域）しているのに対し、前震活動が低調である陸側の領域では海洋性地殻は前弧域のマントルと接触（スラブ−マントル接触域）している。以下で述べる本業務によるものも含め、本震の地震時すべりに関する研究(たとえば、Lay et al., 2011; Yagi
and Fukahata, 2011)の多くは、地震時すべりは本震震源よりも海溝軸側で大きく、陸側で小さくなる傾向がみられる。この傾向は、スラブ−地殻接触域はスラブ−マントル接触域よりも地震時すべりを促進することを示唆する。また、スラブ−地殻接触域では、前震活動を含むプレート境界型地震が本震発生前までは活発であり、本震後にはほとん
ど存在しなくなる。一方、スラブ−マントル接触域では、地震数の減少こそみられるもののプレート境界型地震は発生している。
上述したプレート境界を形成する物質の違いによる地震活動変化の他にプレート境界形状に起因した地震活動変化も期待される。宮城県沖のプレート境界には折れ曲がりが報告されている（Ito et al., 2005；図 12 中の 50 km と 110 km 付近）が、これらと震源分布を比較すると、海溝軸側のクラスター状の前震活動はプレート境界の折れ曲がりによって広がりが制限されているようにみてとれる。プレート境界の折れ曲がりによって形成されたプレート境界近傍の応力場に反応して発生した地震活動変化であると解釈することができる。

36

図 12

(a) 東北地方太平洋沖地震の震源周辺の震央分布。黒線及び灰色線のコンターは東北地方太平洋沖地震(Lay et al., 2011)と 1978 年宮城県沖地震（Yamanama and Kikuchi,
2004）の地震時すべり分布. 実線は(b)で示す断面の位置。(b)震源分布を２次元 P 波速度構造モデル（Ito et al., 2005）の上に重ねて表示したもの。本震前後の地震の震源を、灰色と黒でわけて表示した。大きな地震の発震機構解（F-net による）も示した。

37

宮城県沖地震の震源域で実施している繰り返し海底地震観測のデータを、陸上観測点のデータと併合してこの海域周辺の地震波速度構造モデルを推定した。自然地震に加え、人工地震探査のデータを合わせた地震波トモグラフィ解析により、地震波速度構造イメージの解像度の改善を試みた。その結果、プレート境界上盤側の高 Vp/Vs 領域と宮城県沖地震アスペリティとの空間的な相補性がより明瞭に示され、マントルウェッジ内の部
分的な含水化が、その直下でのプレート境界における地震性すべりを抑制していることを示唆する（図 13）．東北地方太平洋沖地震のすべり分布は、スラブ－マントル接触域においては，宮城県沖地震の震源の範囲に極大をもつように見え、その範囲では高 P 波
速度、高 S 波速度、低 Vp/Vs 比という特徴を示す。従って、東北沖地震も宮城県沖地震の破壊と同様に、前弧マントル内の不均質構造の影響を受けたすべり分布となっている
可能性が指摘できる。
宮城県沖における水圧観測により、東北地方太平洋沖地震前後における海底上下地殻変動を捉えることができた。図 14 は得られた水圧データに対して、センサーのドリフ
ト補正、潮汐変動の除去、非潮汐性の海洋変動成分の除去の各処理を施した後、海底の鉛直変位に換算することにより得られた、各海底観測地点における鉛直相対変位の時系列である。東北地方太平洋沖地震が発生した３月 11 日に非常に大きな変動が全ての観測点で捉えられていることが認められる。その２日前の３月９日には、M 7.3 の前震（最大前震）が発生したが、それに伴う変動も捉えられている。水圧記録には、これらの地
震に伴う地震時変動だけでなく、余効変動も捉えられている。M7.3 の最大前震後の余効変動は小さく、様々な影響を除去した後でも S/N 比が十分ではない。図 15 は、観測点間の差をとることで得られた海底水圧差の時系列について最大前震発生前後の部分を拡大したものである。地震時に伴う変動とともに、地震後継続する余効変動も明瞭に捉えられていることがわかる。最大前震による地震時変動と余効変動による隆起・沈降のパターンは、観測点ごとに大きく異なっている。このことは、地震時すべりと余効すべりが異なる空間分布をしていることを反映したものと解釈することができる。そこで、これらの上下変位のデータを用いて、前震時と前震後のプレート境界面上でのすべり分布を推定した。

38図 13

宮城県沖 OBS 観測のデータを用いた３次元地震波トモグラフィ解析により明らかとなった、宮城県沖のプレート境界面直上における Vp/Vs 比の空間分布．赤色コンターは
Yamanaka and Kikuchi（2004）による 1978 年宮城県沖地震のすべり分布。黒コンターは
Ozawa et al. (2011)による東北地方太平洋沖地震のすべり量分布．

39

図 14

海底水圧観測のデータから作成した海底レベル (SFL)の時間変化（2011 年１月

１日～３月 26 日まで）。 観測点の位置を示した図を左上に示す。赤星と青星は本震と最大前震の震央。ピンク色と薄青色の領域は 1978 年と 1981 年の地震の破壊域（Yamanaka
and Kikuchi, 2004） ) 。

40

図 15

複数の観測点の SFL の差をとって作成した差分 SFL の時間変化。時系列をもっともよく説明する直線をあわせて示す。

41

図 16 は最大前震による地震時すべりとその後の余効すべりの分布を示したものである。すべり量の推定には、海底水圧計による海底の上下変動とともに陸上 GPS 観測で得られた前震とその余効変動による変位場を用いた逆解析（Yabuki and Matsu'ura, 1992）を行った。前震時のすべり分布（すなわち、前震の破壊域）は、破壊の開始点（震源）からみて北西方向に位置しており、この地震の破壊が downdip 方向に拡がったことを示唆する。一方で、余効すべり、地震時すべりとはほぼ相補的な関係にある。注目されるのは、余効すべりは前震の破壊域より南東側に拡大している点である。余効すべりが推定された範囲は、M7.3 の地震の余震と考えられる活発な地震活動が見られた範囲と良い一致を示すことから、こうした余震活動は余効すべりの拡大によって引き起こされたものであると解釈できる。さらに、東北沖地震の震源は M7.3 の前震後の余効すべり域の縁に位置していることから、前震やその後の余効すべりの拡大は、本震の発生に至る一連の過程であったのかもしれない。
本業務による海底水圧観測では、海底地殻変動のみならず、津波も捉えることができる。東北沖地震の前震活動期間中には、上記で地震時すべり及び余効すべりの分布を推定した、３月９日の最大前震と３月 10 日に発生した M6.5 の２つの地震に伴って発生した津波を、震源域のごく近傍で捉えることができた。
図 17 は、海底水圧観測で得られた津波波形の逆解析から求めた、３月９日に発生した最大前震のすべり分布である。地震観測の結果から推定されたプレート境界面形状を仮定し、それを 20 km 四方の小断層に分割し、各小断層でのすべり量を津波観測波形か
ら平滑化拘束付き最小二乗法により推定した。各小断層のすべりに対する津波のグリーン関数の計算する際には、断層すべりによる海底上下変動を Okada (1992)の式により計算した後、それから Saito and Furumura (2009)の定式化に従って海面変動場を求め、これを初期条件として線形長波近似で津波波形を求めた。逆解析の結果、最大前震の地
震時すべりの最大値は 1.0 m で，最大すべりの 1/2 を超える大きなすべりが生じた範囲（主すべり域）は、破壊の開始点より北西側の 40 km × 40 km に限られる。図 17(b)には、観測波形とすべり分布モデルから計算される津波波形の比較を示したが、両者は非常に良い一致を示す。
３月 10 日の地震についても、同じ小断層分布とグリーン関数を用いて逆解析を行ったところ、地震時すべりの最大量は 0.2 m と推定され，主すべり域は破壊の開始点の西側に位置し、その広がりは、走向方向に 20 km、傾斜方向に 40 km であった（図 18）。
これを最大前震の主すべり域と比べると、２つの地震の主すべり域は互いに重なっていないことがわかる（図 19）。また，３月 10 日の地震の主すべり域は，３月９日の地震の余効すべりの範囲に含まれ、３月９日の前震破壊域と３月 11 日の本震の破壊の開始
点に挟まれるように位置する。このことは３月９日の地震に伴う余効すべりが、小さな余震の活発化だけでなく、３月 10 日の中規模地震を引き起こし、その後さらにプレー
ト境界でのすべりが伝播し、東北沖地震を引き起こしたという、連鎖的な破壊の発生を強く示唆する。

42

図 16

地殻変動観測データを用いて推定した３月９日の最大前震の地震時すべりと余効

すべりの分布。黒実線が地震時すべり分布を示すコンター（0.5 m 間隔）。赤実線が余効す
べり分布を示すコンター（20cm 間隔）。矢印はノード点において推定されたすべりベクトル。 最大前震（右上側の星印）発生から本震（左下の星印）発生までの間の地震の震央を、経過時間で色分けして示した。

43

a)

b)

図 17 ３月９日に発生した最大前震についての津波逆解析の結果。a) 断層すべり分布。色のついた矩形のうち、赤色は逆断層の方向（すべり角 78°）へのすべりを表し、青色はその逆方向へのすべりを表す。等値線は得られたすべり分布から計算した初期海面波高分布を示し、その間隔は 10 cm である。白星は震央を、緑色の逆三角形は観測点の位置を表す。
b) 観測波形と計算波形の比較。黒線は観測波形、赤線は計算波形。背景の白い領域の波形
を、インヴァージョンに用いた。

44

a)

b)

図 18

３月 10 日に発生した前震についての津波逆解析の結果。a) 断層すべり分布。色のついた矩形のうち、赤色は逆断層の方向（すべり角 78°）へのすべりを表し、青色はその逆方向へのすべりを表す。等値線は得られたすべり分布から計算した初期海面波高分布を示し、その間隔は 1.25 cm である。白星は震央を、緑色の逆三角形は観測点の位置を表す。
b) 観測波形と計算波形の比較。黒線は観測波形、赤線は計算波形。背景の白い領域の波形
を、インヴァージョンに用いた。

45

図 19 ３月９日と３月 10 日に発生した前震のすべり分布の比較。それぞれの地震の主なすべり域（最大すべり量の 50％以上のすべりをもつ領域）のみ着色した。赤と青のコンター
は地殻変動データから推定された３月９日の前震の地震時すべりと余効すべりの分布 (図16 に示したのと同じ)。白丸は３月９日前震から３月 10 日最大余震までに発生した地震、黒丸は３月 10 日最大余震から３月 11 日本震までに発生した地震の震央を表す。これらの震央は本業務の OBS 観測のデータを用いて再決定されたもの。逆三角は海底観測点の位置、星印は３月９日，10 日の前震と 11 日の東北沖地震本震の震央を示す。

46

海底地殻変動のデータは、東北沖地震本震に伴う地震時すべりの分布の推定では極めて有効であった。東北沖地震による地震時地殻変動は、陸上 GPS 観測網で広域で明瞭に捉えられている（例えば、Ozawa et al., 2011）が、陸上で観測された変位量をはるかに上回る変動量が海底地殻変動観測により捉えられている。GPS－音響結合式海底地殻
変動観測（Sato et al., 2011; Kido et al., 2011）で観測された地震時の水平変動量
は、震源近傍で 21m に達し、さらに日本海溝側ではそれを上回る 31 m の変位が捉えられている。これらと、本業務の海底水圧観測で捉えられた地震時鉛直変動量のデータをあわせて用い、東北沖地震に伴う地震時すべり分布を推定したものを図 20 に示す。海底水圧計で観測された上下変位と推定された地震時すべり分布から期待される上下変位を図 20(b)に示す。有意なすべりの推定された領域は大きく三つに分けられる。一つ目はすべり量が 50m を超えるような極大すべり域を含む、宮城県沖に位置する主破壊域であり、主破壊域内ではどこにおいてもすべり量は 20m を超えている。極大すべり域においては、最大すべり量は 85m にも達しており、50m を超えている範囲は海溝軸に沿って約 120km、幅 40km 程度の非常に細長い領域となっている。
福島県沖においても有意なすべりが推定されており、この領域は 1938 年の塩屋崎沖の地震の破壊域を一部包含する。陸上 GPS 観測及び海底地殻変動観測で得られた地震時変位には、茨城県沖を震源として本震 30 分後に発生した M7.7 の最大余震の寄与が含まれてしまっていることをも反映して、この第二の有意なすべりが推定された領域は茨城県沖にまで伸びてしまっているが、深さ 15km よりも浅い部分や 40km よりも深い部分には地震時すべりが分布していないことは明らかに見える。
有意なすべりが推定された領域の第三は 1978 年宮城県沖地震の破壊域に位置する、
いわゆる宮城県沖地震の想定震源域に重なる部分であり、Iinuma et al. (2011)が示したように、2011 年東北地方太平洋沖地震の本震は、今後 30 年以内の起こる確率がほぼ100％とされていた M7.5 クラスの宮城県沖地震の震源域を、同時に破壊したことが分かる。
推定された地震時すべり分布から計算される、解放されたひずみエネルギーは 4.04×
10 22 Nm であり、モーメントマグニチュード(Mw)にして 9.00 相当となった。また、主破壊域だけで全体の 60％にあたる、2.44×10 22 Nm（Mw8.86 相当）のひずみが、また極大すべ
り域では全体の 17％、6.84×10 21 Nm（Mw8.49 相当）のひずみが、それぞれの領域で解放されており、非常に狭い領域で大きなひずみエネルギーの解放が生じたことが示唆される結果となった。
水圧計をはじめとした海底データが地震時すべり分布の解析に及ぼす影響を見積もるため行った、チェッカーボードレゾリューションテスト（CRT）の結果を図 21 に示す。
(a)及び(e)と(b)及び(f)を比較すると、海底観測点から得られたデータを全く使わない
場合、プレート境界最浅部のすべりが解像できないこと、また、60km×60km のパッチサ
イズでは、プレート境界深さ 30km 付近よりも浅い側のすべりは再現されていないことから、この領域においてもすべり分布の細かなところは議論できないことが分かる。一方、海底水圧計データを用いると最浅部のすべりが（(d)及び(h)）、GPS 音響測距結合方式の海底地殻変動観測点のデータを用いれば深さ 30km 付近のすべりが（(c)及び(g)）、47それぞれ良く再現されるようになることが分かり、海底観測点が本震時すべり分布を高空間解像度で求めるために肝要な役割を果たしていることが示された。

48

図 20

地殻変動データを用いて推定した東北地方太平洋沖地震の地震時すべりの分布。

(a) 矢印は推定されたすべりベクトル。紫色の線で囲まれた範囲では、推定されたすべり量の大きさが推定の誤差を上回っており、有意なすべり量が推定されている。黒の点線は定常活動における低角逆断層型地震が発生する西縁(Igarashi et al., 2001) 。赤色の点線はプレート境界面の深さのコンター（10 km 間隔）(Nakajima and Hasegawa, 2006)。橙
色の矩形領域の拡大図を(b)に示す。震源周辺のすべり分布図。観測された上下変動（塗りつぶし）とすべり分布モデルからの予測値（白抜き）の比較をあわせて示す。赤と灰色の棒グラフで海底水圧観測と GPS/A 観測の違いを区別した。

49

図 21

チェッカーボードレゾリューションテストの結果。与えたチェッカーボードパタ

ーンは 0 m と 30 m を矩形小断層に交互に与えたもの。紫色で縁取った断層要素に 30 m のすべりを与えている。(a)～(d)はチェッカーボードパターンの間隔が 60 km、(e)～(h)は80 km。(a)と(e)：全ての海底地殻変動観測点のデータを使用した場合。(b)と(f)：陸上
GPS 観測と海上保安庁の GPS/A 観測のデータを使用した場合。(c)と(g)：水圧観測による
上下変動データを使わなかった場合。(d)と(g)：東北大の GPS/A 観測のデータを使わなかっ た 場 合 。 本 震 な ら び に ３ 月 11 日 に 発 生 し た 大 き な 余 震 の セ ン ト ロ イ ド モ ー メ ン ト 解(Hirose et al., 2011) を、セントロイド位置に示した。

50

本業務で行った海底水圧観測は、東北沖地震に伴う巨大な津波の波形も忠実に捉えている。こうした観測波形を、東北地方沿岸の GPS 波浪計や DART によって捉えられている津波波形データとあわせ、沖合津波観測データのみを用いた波形逆解析を行うことにより、津波波源としての初期海面高分布を推定した（図 22）。沿岸での津波波形記録を用いた解析と違って、浅海部の海底との複雑な相互作用や陸上への遡上などの影響をほとんど受けない波形を用いることにより、ひずみの少ない波源モデルの構築ができると期待できる。なお、伝播距離の遠い DART 観測点での波形も用いているため、本解析に用いたグリーン関数の計算には線形分散波理論を用いた。これにより、観測される津波の短波長成分の再現性が向上し、波源モデルの空間解像度が向上できた。得られた波源モデルの初期海面高が極めて高い領域は、地殻変動観測データの逆解析から極めて大きなプレート境界面上でのすべりが推定された範囲（図 20）と良い一致を示す。
海底水圧観測のデータは、東北沖地震発生後の余効変動による海底上下変動も明瞭に捉えている。図 23 は本震発生直後の 10 日間の海底鉛直変位の時系列を示したものである。海溝軸に近い TJT1 観測点では 10 日間で７cm 程度の隆起が観測されているが、GJT3での変動は小さく、より陸側の他の観測点では 10cm 程度の沈降が観測されている。注
目されるのは、沈降を示す観測点の沈降は、５cm/日にも及ぶような非常に速い変位レートを地震発生直後に示している点である。沈降を示す観測点での鉛直変位の時系列は、
余効すべりによる変動として良く用いられる対数関数（Freed, 2007）より、指数関数でよく近似することができる。
しかし、本震発生直後の２、３日間を除けば、余効変動の時間変化は対数関数でよく近似できる。図 24 には、本震発生からおよそ半年間にわたる海底変位の時間変化を示した。宮城県沿岸部での GNSS 観測点で観測される余効変動時系列（国土地理院, 2012）を参考に，時定数を 20 日に固定して観測時系列に対数関数をあてはめたところ，全ての海底変位時系列が対数関数で良く説明できる。このことから、本震発生直後のごく初期の余効変動と、その後長期的に継続する余効変動との間には振る舞いの相違があって、変動源が異なっている可能性が示唆される。
図 25 には，海底水圧観測のデータに当てはめた対数関数を用いて 2011 年４月 23 日から同年 12 月 10 日までの海底変位量を観測点毎に求めたものを地図上に投影して、余効変動による海底上下変動量の空間分布を示したものである。周辺地域における海底上
下変動は、海域では海上保安庁の GPS/A 観測により、陸上については国土地理院の GNSS
観測により得られており、これらのデータもあわせてプロットした。海上保安庁の GPS/A
観測結果は，地震後１回目の観測から 2011 年 11 月の観測までの上下変動量である．海底水圧観測と GPS/A 観測によって明らかとなった海底での余効変動は、いずれの観測点においても沈降で、全体として海溝軸から海岸線に向かって、また観測領域南側に向かって沈降量が大きくなる傾向が見られる。こうした変動量の空間的な一貫性も考慮すると、本震発生から半年程度の期間にわたる余効変動は、本震時すべり後の地球の粘弾性緩和とプレート境界面上で発生する余効すべりによるものと考えることができる。そこ
で、以下では、これら地殻変動観測データを用いて、余効すべりの分布を推定した。

51

図 22

(a)

沖合津波観測（GPS 潮位計，海底水圧計，DART）で記録された津波波形を用いた 2011 年東北地方太平洋沖地震による津波の初期波面高分布．▲は観測点．(b)観測波形
及び(a)の波源モデルにから得られた計算波形．DART21418 観測点におけるもの．計算には
線形分散波理論を用いた．(c)(b)と同じ観測点に対して線形長波近似を用いて計算した津波波形と観測波形の比較．

52

図 23

本震発生後の海底鉛直変位の時間変化。時間変化をもっともよく説明する指数関数をあわせて示した。

53

図 24

東北沖地震後の海底鉛直変位時系列。赤線は、時定数を 20 日に固定して観測時系

列に対数関数をあてはめたもの。

54

陸上 GPS 連続観測及び GPS/音響結合方式の海底地殻変動観測、海底圧力観測から得られた地殻変動データに基づき、2011 年東北地方太平洋沖地震の余効すべり分布を推定した。対象とした期間は 2011 年４月 23 日から 12 月 10 日までの約８か月である。各観測点における変位時系列データに対し、プレート運動による変位を差し引いてオホー
ツクプレート固定の変位場とした。このようにして求めた、余効変動による水平変位ベ
クトルの空間分布を図 26 に示す。こうした変動には、期間中に発生した規模の大きな地震に伴う地震時変動や、この地域のアセノスフェアが東北沖地震による大きな変動を受けた後に生じる粘性緩和による変位も含まれているため、余効すべりを推定するには、こうした影響を観測データから除去する必要がある。
期間中に発生した地震による変位は、気象庁の CMT カタログに掲載されている震源パラメータを用い、均質半無限弾性体における変位を計算して見積もった。粘性緩和については VISCO1D(Pollitz, 1997)を使用した。粘弾性媒質モデルとして、表層の弾性層の下位に粘性層をおいた、球殻二層構造モデルを採用し、これにより東北沖地震時すべりに対する地表面での粘弾性応答による変位を計算した。弾性層の厚さは 50km とし、地震時すべり分布には本業務によって海陸の 地殻変動データも用いて推定されたモデル（図 21）を用いた。ただし、粘性緩和を計算するときには、地震時すべり分布を、一様なすべり量を持つ 10 枚の矩形断層によって近似したものを用いて与えた。
粘性層の粘性係数は 1.0×10 19 Pas、2.7×10 18 Pas、1.0×10 18 Pas の三通りを仮定し、それぞれに対して計算を行った。2.7×10 18 Pas という値は、2008 年岩手・宮城内陸地
震の地震後 1.5 年分の GPS 観測データから求めた変位場に対して推定された値であり(Ohzono, et al., 2012)、陸域下での今回の解析期間に対して適用するに十分な根拠を持った値である。最終的に推定された余効すべり分布の妥当性（主に正断層型のすべりがどれだけ求まるかに着目して評価した）も加味し、ここではこの値（粘性率 2.7×10 18 ）を仮定した場合の結果を採用した。
得られた変位時系列に時間依存逆解析手法 (Yagi and Kikuchi, 2003)を適用すること
で、プレート境界面上のすべりの時空間発展を求めた。余効すべり分布の推定の際にはNakajima and Hasegawa (2006)のプレート境界モデルを用い、三角要素によってプレー
ト 境 界 面 を 近 似 し て 、 そ れ ぞ れ の 三 角 形 要 素 で の す べ り に よ る 地 表 変 形 は 、 Meade(2007)のモデルを用いて計算した。解析期間全体を４ステップに分けて、時間方向ならびに空間方向におけるすべり分布の滑らかさ、境界条件、及び各観測点での変位時系列のオフセ ッ ト値に対 す る拘束（0 に近い値 に 拘束）の 、 計４拘束 条 件の重み を 、ABIC(Akaike, 1977;1980)を用いて最適化した。

55

図 25

2011 年４月 23 日から同年 12 月 10 日までの OBP 観測、海上保安庁の GPS/A 観測及び国土地理院の GNSS 観測で得られた上下変動の分布図。

56

図 26

陸上 GNSS 観測点ならびに海底 GPS/A 観測点で観測された余効変動による水平変動の変位ベクトル。オホーツクプレート固定の変位場。

57

このようにして推定された余効すべりの分布を図 27 に示す。茨城・福島両県沖ならびに岩手県沖のプレート境界のごく浅部（20 km 以浅）、すなわち地震時には 50 m を超えるような大きなすべりが生じなかった領域において大きな余効すべりが生じていることが示された。一方で、1978 年宮城県沖地震のアスペリティ群（2005 年の宮城県沖の地震及び 2011 年東北地方太平洋沖地震本震によって破壊されたと考えられる）の付近
ではほとんどすべっていないことが明らかとなった。
上記の余効すべり分布推定の対象期間の後も、東北沖地震後の余効変動は海底水圧観測で継続して捉えられている。図 28 は、本震発生後に設置した OBP で観測されたデータをもとに求められた海底鉛直変位の時系列の一例である。東北沖地震発生の前は、大きな海底地殻変動がないと考えられるので、ゆっくりとした変動は主として圧力センサ
ーが長期ドリフの影響によるみかけのものと解釈でき、逆に、得られたデータに対して（１）式をあてはめることによりセンサー長期ドリフト成分の影響を推定できる。しかし、東北沖地震後の観測データに含まれるゆっくりとした変動には、明らかに余効変動が含まれているはずであり、センサーの長期ドリフトによるみかけの変動との分離は極めて困難である。図 28 に示した例では、潮汐・非潮汐海洋変動の影響を除去した後の海底鉛直変位時系列が、センサーの長期ドリフトとしても説明可能な時間変化を示していることがわかる。
この観測点では、東北沖地震をまたいでその前後にわたって得られた時系列データがあって、その観測期間は、地震後である平成 23 年度に設置・平成 24 年度に回収した
OBP の観測期間と一部オーバーラップしている。地震前からの OBP 観測で得られた海底
変位データで認められる地震後の変動はついては、地震発生前の時系列からセンサーの長期ドリフト成分を推定・除去しているので、実際の余効変動による海底変位の状況を示しているはずである。そこで、地震前からの OBP 観測データに地震後に設置した OBPのデータが、オーバーラップしている観測期間で、一致するように補正を施すことで、両観測による海底変動時系列を接続することを試みた。ここでは、地震後の OBP データのセンサーの長期ドリフト成分を指数関数的な変動（１式）と仮定して推定・除去した
場合と、時間に線形な変化と仮定して推定・除去した場合の２通りを試みた。いずれの場合でも、オーバーラップ期間内では地震前からと地震後からの OBP データを同程度に一致させることができことから、センサーの長期ドリフトの振る舞いとしていずれが適当であるかは判別ができなかった。こうしたセンサーの長期ドリフト成分の推定についての曖昧さに起因して、OBP 繰り返し観測のデータから余効変動による海底上下変動量を定量的に見積もるには大きな誤差を伴ってしまう。

58

図 27

東北沖地震後の余効すべりの分布。すべりのプレート境界の傾斜方向成分の大きさを等値線とカラーパターンで示す。すべり量の符号は正（赤色）が逆断層すべり、負（青）が正断層すべりに対応する。プレート境界面の等深線を橙色で示す。黒点線は Igarashi etal., (2001)による低角逆断層型地震発生域の西縁。

59

a)

b)

図 28

OBP 観測により捉えられた東北沖地震後の海底鉛直変位時系列の例。a)平成 23～24

年度に P03 観測点で得られたデータに対して潮汐・非潮汐かい海洋変動成分を除去した後の時系列。青線は、指数関数を観測データにあてはめたもの。b)P03 観測点で平成 22～23
年度の観測で得られたデータ（海洋変動成分とドリフト成分を除去したもの）を黒点で、それに対数関数をあてはめたものを赤線で示す（図 24c と同じ）。灰色と白のシンボルは、
a)の時系列から指数関数及び一次関数を仮定して推定したセンサーの長期ドリフトを除去した後、22～23 年度のデータに連続するように補正した時系列。

60

宮城県沖で実施した OBP 観測により、2008 年と 2011 年の２回にわたって東北沖地震の震源域内で「ゆっくりすべり」が発生したことも検知された。以下の解析では、複数の OBP 観測点での時系列データの差をとることにより海洋変動成分の除去した、海底上下変動のデータに加えて、陸上 GPS 観測点ならびに体積ひずみ計の連続観測データも用いた。
図 29 に 2008 年に発生したゆっくりすべりを観測したデータを示す。３組の観測点間での水圧差、KNK 観測点での体積ひずみ、各 GPS 観測点における N100°方向への変位量の時間変化を示す。いずれの時系列も、長期的なトレンドは、線形で近似できると仮定して除いてある。水圧差データに着目すると、2008 年の 11 月 18 日から 25 日までの期
間、その前後とは異なり、やや急速な時間変化を示していることがわかる。もっとも変化が顕著な TJT1 と TJT２との間の圧力差でみると、変動量は７日間で３ cm 程度であり、海側の TJT1 が陸側の TJT２に比べて相対的に沈降したと解釈される。一方、KNK の体積
ひずみ計においても、水圧差の急変が開始するのとほぼ同時に、0.1×10 -7 程度のステップ的な変動が捉えられている。このひずみ変化は、観測点の降雨や気圧変化には対応がなく、固体地球で起こっている変動を捉えている可能性が高く、水圧差データと同じ原因による地殻変動と解釈した。しかしながら、GPS の観測点においては、上記の期間を含め、顕著な変位を認めることはできなかった。
圧力差や体積ひずみに見られた変化をプレート境界面におけるすべりによるものと仮定し、その位置と規模の推定を試みた。プレート境界面の形状・深さは先行研究によるものを参照し、面上に矩形のすべり域をおいて、その大きさ・位置・すべり量を変えながら、各地点で観測された地殻変動の大きさを説明しうるモデルを探索した。その結果、 長さ 100 km で幅 30

km の矩形の断層における 20 cm のすべりにより、観測デー

タが説明可能であることがわかった。なお、この程度のすべりでは GPS で検知可能な変位は期待されない。このすべりで解放されたモーメントをマグニチュードに換算すると、
M6.8 に相当する。このすべりイベントが発生した直後の 12 月４日には M6.1 のプレート境界型地震が、推定したすべり域の陸側において発生しており、その余震活動の中に微小繰り返し地震が含まれていることから、「ゆっくり地震」とそれに引き続いて発生した M6.1 の震源の周辺においてプレート間すべりが加速していた可能性は高い。
2011 年１月 26 日から３月９日までの期間においても 2008 年と同様のゆっくりすべりが海底圧力計と KNK 観測点での体積ひずみ計で観測された（図 30）。観測された地殻変
動は、2008 年のゆっくりすべりとほぼ同じ断層における 40 cm のすべりで説明可能である。また、2011 年のすべりで解放されたモーメントは M7.0 相当の地震に対応する。2011
年のすべりイベントが継続して発生している最中には、ゆっくりすべり域内部で、M５程度の地震が２月 16 日から 27 日にかけて相次いで発生した（図 31）。さらに３月９日には、Ｍ7.3 プレート境界型地震、すなわち 2011 年東北地方太平洋沖地震の最大前震がゆっくりすべりの断層の深部延長部で発生した。
図 31 にゆっくりすべりイベントの震源断層、３月９日の最大前震の地震時すべり域、その余効すべり域及び３月 11 日の東北地方太平洋沖地震の地震時すべり域を示す。
ゆっくりすべりイベントの断層は、最大前震の地震時すべり域と余効すべり域の浅部延61

長部に位置し、互いにほぼ重ならない。また、ゆっくりすべりイベントは３月 11 日の本震時に 30 m 以上すべった領域の内部に位置する。さらに、海溝軸近傍では本震時に50m 以上すべった領域が海溝軸に沿って南北に約 100 km 程度に広がりを示すが、ゆっく
りすべりの断層もその深部延長部で南北にほぼ同様の長さで分布する。
2011 年のゆっくりすべりイベントが 2008 年のものと最も異なる点は、すべりイベン
トがそれに引き続くプレート境界型地震の発生まで継続していたか、それとも終了して
いたかにある（図 30）。2008 年のゆっくりすべりによる地殻変動は、それに引き続き発生する M6.1 の地震発生前にほぼ終了していたのに対して、2011 年のゆっくりすべりによる地殻変動は、３月９日の最大前震直前まで変動が継続している。特に海溝軸に近い
２点の圧力差（GJT3-TJT1）を見ると２月５日（400 日）頃と２月 15 日（410 日）に２回の急速な時間変化が観測され、その後緩やかに圧力差が増加している。その間、やや陸側の２点の圧力差（P08-P09）はゆるやかな減少を示し、また陸上の体積ひずみ計はゆるやかな膨張を示す。これらの観測は、ゆっくりすべりがすべり域全体で進行してい
く中で、特に海溝軸近傍でゆっくりすべりが二度加速し、その後ゆっくりすべり断層の上端部が徐々に海溝軸方向に拡大することで説明できる。 ３月９日には、最大前震がゆっくりすべり断層の深部延長部でゆっくりすべりにより誘発された可能性が高い。すなわち、「ゆっくり地震」とそれに引き続いて発生した M7.3 の震源の周辺において、 本震の破壊の開始点のみならず、海溝軸近傍でも本震発生前にプレート間すべりが加速していた可能性が高く、それが海溝軸近傍の巨大なすべりを引き起こした一因となったのかもしれない。
以上のような、東北沖地震の震源域である宮城県沖での OBS 及び OBP 観測のデータ解
析と平行して、根室半島沖で実施した OBS 観測のデータを用いて、この海域での震源再決定を行うとともに、観測点近傍の地震波形を用いて、コーダ Q（ Q c ）の推定を行った。
解析では、震央距離 20km 以内、深さ 30km 以浅の地震の上下動成分の波形をバンドパス・
フィルター（中心周波数、４、６、８、12、16、24、32Hz、バンド幅、２、３、４、６、
８、12、16Hz）に通し、Takahara and Yomogida（1992）の方法を用いてコーダ Q（ Q c ）を求めた。解析区間は直達 S 波の走時の２倍から、振幅がノイズレベルの２倍になるまでとした。
観測期間中の根室半島沖での地震活動は静穏であったため 10 個以上の地震波形から

Q c を求めることができた観測点は NM.S01, S02 の２点だけだった。得られた Q c -1 の周波数依存性を図 32 に示す。丸印は平均値で、エラー・バーは標準偏差を表す。 Q c -1 の周波数依存性を Q c -1 ( f )= Q c -1 (１) f n （ f は周波数）で表すと、観測点 NM.S01 では６～24Hz の周波数帯で Q c -1 (１)=0.022、n=-0.74、NM.S02 では８～32Hz で Q c -1 (１)=0.019、n=-0.75となった（図 32 中の点線）。これらの値を世界各地で求められた値と比較すると、日本の内陸地殻浅部の地震から得られた値と近い値になっていた。また、推定値の数が非常に少ないが、1973 年根室半島沖地震のアスペリティ上の観測点での Q c -1 は、その外の観測点より小さい傾向が見られた。これらの結果は、データを増やすことによって今後の検討が必要である。

62

全球海洋モデルにより予測される海底水圧変動は、モデルの空間解像度に強い依存性を示す。これに対して、モデルを駆動する気象再解析モデルや海底地形データを変えても、予測値には顕著な変動が見られず、数値モデルによる海洋変動に起因する海底水圧の時系列予測においては、モデル計算における空間分解能を適切に設定する必要がある
ことがわかった。

63

a)

d)

b)

c)

図 29

2008 年に宮城県沖で観測されたゆっくりすべり。a)隣接２観測点での海底水圧の差の時系列。日平均値を示す。誤差棒は１日中での標準偏差。黒矢印と灰色矢印がゆっくりすべりの開始と終了時。b)KNK 観測点での体積ひずみの時系列。灰色の実線は同観測点での気圧変化。c)

陸上 GPS 観測点における N100°方向への変位量の時間変化。

d)観測点配置図。

64

b)
a)

図 30

2008 年と 2011 年のゆっくりすべり発生時に観測された地殻変動と地震活動。a)2008 年の観測データ。上から順に、海底水圧差、KNK での体積ひずみと気圧変化、宮城県沖における地震活動の M-T ダイアグラム（気象庁一元化カタログによる）。b)
年の観測データ。赤色帯がゆっくりすべりの発生期間。

65

2011

図 31

2011 年に発生したゆっくりすべりのすべり域。赤色矩形でゆっくりすべりが起こった範囲を示す。橙色は東北沖地震の本震時のすべり分布（図 20 で示したもの）。薄青色と薄緑色は３月９日に発生した最大前震の地震時すべり及び余効すべりの分布（図 16 に示し
たもの）。

66

図 32

根室沖観測点 NM.S01、 S02 の地震波形から求められた Q c -1 の周波数依存性。

67

(d) 結論ならびに今後の課題
本受託業務による海底地震観測ならびに水圧観測の実施期間中に 2011 年東北地方太平洋沖地震が発生し、切迫性の高い海域において海底観測に基づいて海溝型大地震の発生準備ならびに直前過程と発生直後のプレート間すべりの拡大様式を理解する、という本業務の目的は十分に達成することができた。特に、５か年にわたって継続してきた海底上下地殻変動の連続観測は、2011 年に巨大地震の震源となる領域において発生した
非地震性すべりの特性を明らかにする上で非常に有効であった。東北沖地震の発生前に、2008 年に観測されたのと同じ位置で非地震性すべりイベントがあったこと、本震発生の２日前に活発化した前震活動が進行する中 で非地震性すべりが本震の破壊開始点に向かって拡大したこと、そうしたすべりの拡大が起こった結果、M7 級地震の連鎖が起こり、その延長として M９の巨大地震の発生に至った可能性があること、など多くの重要な知見を得ることができた。これらはいずれも、将来南海トラフで発生するプレート
境界型地震の発生に至る過程を、測地学的観測によるプレート間すべりの現状把握から予測できる可能性を示すものである。ただし、今回観測されたいずれのデータについても、それがリアルタイムで取得されたとしても、現在の知見に照らして、近い将来に非常に大きな地震が発生することを予見することは困難であったこともまた事実である。
今後は、東北沖地震の震源域における余効変動に関する観測を継続するとともに、東北沖地震の発生に至る過程で観測されたすべり現象、本震の発生過程、余効変動の推移のすべてを再現可能な物理モデルを構築することが重要な課題である。
本業務の成果は、海溝型大地震の震源域となる海底において地殻変動連続観測を実施することの重要性を示している。南海トラフではＤＯＮＥＴの整備により、海底水圧のリアルタイム連続観測が実現しつつある。本業務で蓄積した海底水圧データの処理・解析のためのノウハウ、圧力センサーの長期安定性のような本業務で顕在化した課題が、
ＤＯＮＥＴ観測を用いた地殻活動のモニタリングに活用されることを強く望む。
一方で、海底水圧観測データには多くのノイズが混入する一方で、プレート間固着・すべりによる鉛直方向の地殻変動量が小さいために、海底水圧観測は、地殻変動観測として見た場合の検知能力は必ずしも高くない。プレート間固着・すべりによる海底地殻変動を観測する場合、鉛直成分と比べて、水平方向の海底変動量は数～十倍程度大きいと期待されることから、GPS/A をはじめとした水平変動を検知可能な海底地殻変動観測
を連続観測（できればリアルタイム観測）に対応させるための技術開発の推進も非常に重要な課題である。

68

(e) 引 用 文 献
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19) Ohzono, M. et al., Geodetic evidence of viscoelastic relaxation after the 2008
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71

3.3 サブプロジェクト 1-3
紀伊半島沖における稠密・広帯域長期海底地震観測
担当：国立大学法人東京大学

72

(１) 業務の内容(a) 業務題目
紀伊半島沖における稠密・広帯域長期海底地震観測(b) 担当者
所属機関
国立大学法人

役職

氏名

東京大学

地震研究所

教授（平成 21 年度まで）（平成 22 金沢

敏彦

年度から 23 年度までは特任研究員）
地震研究所

教授（平成 21 年度まで准教授）

篠原

雅尚

地震研究所

准教授

塩原

肇

地震研究所

准教授（平成 21 年度まで助教）

望月

公廣

地震研究所

助教

山田

知朗

地震研究所

助教

一瀬

建日

地震研究所

特任研究員（平成 23 年度まで）

中東

和夫

地震研究所

技術職員（平成 23 年度まで）

橋本

信一

地震研究所

技術職員

八木

健夫

地震研究所

技術職員（平成 21 年度より）

藤田

親亮

地震研究所

技術職員（平成 21 年度より）

阿部英二(c) 業務の目的
東 南海 地 震 想 定震 源 域 と 南海 地 震 想 定震 源 域 の 境界 域 に 位 置し て い る 紀伊 半 島 沖 周辺海域において、長期観測型海底地震計や水圧計を併設した広帯域海底地震計の稠密展開による自然地震、低周波地震・微動及び上下変動のモニタリングを行い、詳細な地殻活動を明らかにするとともに、自然地震を用いた当該域の地下構造イメージングを行う。これらの調査観測結果を精緻な地殻構造モデル構築ならびに地殻活動評価に反映する。
(d) ５ヵ年の年次実施業務の要約
１) 平成 20 年度：
紀伊半島潮岬沖において、３台の広帯域海底地震計と６台の長期観測型海底地震計を用いた海底地震観測網を構築した。長期海底地震計の海底設置に先立ち、関係機関(者)等との調整を行った。また、観測網の構築にあたっては、既存の観測施設位置などを考慮しながら決定した。
２) 平成 21 年度：
平成 20 年に設置した海底地震計を全台回収し観測を終了した。南海トラフ沿いで発生したと考えられる、低周波成分が顕著に励起された低周波地震と考えられる地震波形が見られる。また、平成 21 年 11 月に、高精度水圧計を装着した広帯域海底地震計３台と長期観測型海底地震計５台を用いた海底地震観測を紀伊水道沖の海域で開始した。
73

３) 平成 22 年度：
平成 21 年に設置した海底地震計を全台回収し観測を終了した。広帯域海底地震計に装着した高精度水圧計により海底圧力データが得られた｡水圧計の記録には平成 21 年 12月に発生したチリ沖地震による津波の記録が見られる。また、平成 23 年２月に、海底地震計を整備し、広帯域地震計５台を用いた海底地震観測を紀伊水道沖の海域で開始した。このうち１台には高精度水圧計を搭載した。
４) 平成 23 年度：
平成 22 年に設置した海底地震計を全台回収し観測を終了した。高精度水圧計の記録には、平成 23 年３月に発生した東北地方太平洋沖地震により発生した地震動や津波による圧力変化が見られる。また、平成 24 年２月に、高精度水圧計を装着した広帯域海底地震計４台を用いた海底地震観測を紀伊水道沖の海域で開始した。このうち２台には高精度水圧計を搭載した。
５) 平成 24 年度：
平成 23 年度に紀伊半島沖の領域に展開した広帯域海底地震計を回収し、長期海底地震観測を完了した。これまでに回収した長期海底地震観測データにより、総合的な解析を行い、地震活動などの地殻活動を明らかにした。また、最終年度であるので、成果のとりまとめを行った。
(２) 平成 20～24 年度の成果(a) 業務の要約
南海トラフでは、平成 15 年から平成 19 年まで実施された文部科学省委託研究「東南海・南海地震等海溝型地震に関する調査研究」により、地震活動が明らかになり、さらに陸域観測網のデータを用いて低周波地震や微動の活動が報告されている。また、紀伊半島沖は、これまでに発生した東南海地震及び南海地震の震源（破壊開始点）であると同時に、両地震の震源域が接する境界域にあたっている。本研究テーマは、紀伊半島沖の震源境界域において、広帯域海底地震観測により、地殻活動を明らかにし、東南海地震、南海地震の連動性評価に資するものである。平成 20 年 12 月から平成 21 年 11 月にかけては、陸上観測網から低周波地震活動が報告されていた紀伊半島沖における広帯域観測を実施した。
その後、平成 21 年 11 月から平成 25 年２月までは、同じく低周波地震活動が報告されていた紀伊水道域において、繰り返し観測を実施した。得られた広帯域地震記録及び精密水圧
記録には、多くの低周波のイベントが記録されていた。また、平成 22 年２月に発生した南米チリ沖の地震、平成 23 年３月に発生した東北地方太平洋沖地震の津波が、水圧計に明瞭に記録されていた。平成 21 年３月には、観測網近傍で活発な低周波イベント活動が発生した。その記録から、低周波イベントは、周期約 10 秒をピークとする比較的広い周波数成分を持っているなどのトラフ付近で発生する低周波イベントの周波数スペクトル構造が明らかになるとともに、低周波イベントの発生が、潮汐と密接な関係があることがわかった。
潮汐と低周波イベント活動の関係は、東太平洋海膨や、四国深部で発生する深部低周波地震などでは、確認されていたが、海洋プレートが沈み込むトラフ付近の浅部低周波イベン
74

トについて確認されたのは初めてである。さらに、本研究による観測網の近傍で行われていた広帯域海底地震観測と連携することにより、トラフ付近の低周波イベントが、日本列島側のプレートと沈み込む海洋プレートの境界付近で発生していることが明らかになった。
これらの結果は、海洋プレートが沈み込み始めた領域でのプレート境界の特性の解明に資すると共に、来る東南海地震、南海地震の震源域を想定するにあたって、重要な情報である。
(b) 業務の実施方法
１) 観測点配置に関する調整
これまでに行われた研究で得られた成果などを考慮し、紀伊半島潮岬沖及び紀伊水道沖の海域で海底地震観測を実施した。本研究テーマでは、海底に海底地震計を設置するために、地震計の設置作業にあたっては、現地関係機関（者）等と作業概要等の連絡調整を実施したほか、海上保安庁への海上作業届を提出した。
２) 広帯域海底地震計等の整備
東京大学地震研究所所有の広帯域海底地震計及び高精度水圧計による観測に向けて動作確認と組み立て等の整備を東京大学地震研究所で実施した。また、音響通信制御装
置、ＧＰＳ時計制御システム、海底地震観測用ＧＰＳ測位システム等の設置作業支援装置についても動作試験等を行い総合的な整備を実施した。
３) 広帯域海底地震計等の回収・設置
平成 20 年 12 月に開始した、広帯域海底地震計と長期観測型海底地震計を用いた繰
り返し観測は平成 25 年２月まで実施した。また、一部の広帯域地震計には高精度水圧計を搭載した。海底地震計の設置・回収作業には地震研究所による傭船を使用した。
(c) 業務の成果
南海トラフ沿いでは、ほぼ 100 年周期でマグニチュード８クラスの地震が繰り返して発生してきていることが歴史記録からわかってきている（図１，Mochizuki and Obana, 2003 1））。
最近の活動である 1944 年と 1946 年の地震では、地震学的データにより、震源域の推定が行われている（例えば、Kanamori, 1972, Ishibashi, 1981）。さらに測地学的な研究により、現在、震源域はほぼ固着していることが推定されている（例えば、Mazzotti et al. ,2000)。一方、陸上からの地震観測、室戸沖における短期の海底地震計を用いた地震観測（例
えば Obana et al. , 2003）及び文部科学省委託研究「東南海・南海地震等海溝型地震に関する調査研究」6) から、微小地震も含めて､南海トラフでの地震活動は非常に低いことがわ
かっている。さらに、文部科学省委託研究「東南海・南海地震等海溝型地震に関する調査研究」（文部科学省･ほか、2008）により、南海地震の震源域である紀伊水道下では、微小地震が沈み込むフィリピン海プレート内で発生していることが明らかにされている。また、
南海トラフでは、低周波地震・微動が発生することが知られており（図２，Ito and Obara,
2006)、その発生メカニズムの解明と、地震発生との関係が注目されている。紀伊半島沖は、
75

東南海地震及び 南海地震の震源（破壊開始点）であると同時に、両地震の震源域が接する境界域にあたっている。南海地震と東南海地震の境界域である紀伊半島沖において、広帯域海底地震観測を行うことは、低周波地震に代表される特異なイベントを含む地震の精密な震源分布など、地殻活動を明らかにするために重要である。また、紀伊水道沖の海域では沈み込む海山の存在が指摘されている (Kodaira et al. , 2000) 。こういった構造的特徴と低周波イベントの関係を知ることは南海トラフでのフィリピン海プ
レートの沈み込みを理解する上で重要である。そこで、本研究テーマでは、紀伊半島周辺海域において、広帯域海底地震計を含む長期観測型海底地震計を用いた繰り返し
連続観測により、稠密な海底地震観測網を構築し、海洋プレート沈み込みに伴う地殻活動を明らかすることを目的とし、東南海地震南海地震連動性評価に資することを目指している（図３）。
平成 20 年度は、広帯域海底地震計及び長期観測型海底地震計の動作確認と組み立て等の整備を東京大学地震研究所で実施し、平成 20 年 12 月 23 日に東南海地震及び 南海地震の震源（破壊開始点）であると同時に、両地震の震源域が接する境界域にあたっている紀伊半島潮岬沖の海域で観測を開始した（図４及び表１）。本業務で用いている広帯域海底地震計は、チタン合金製の直径 65cm の球型耐圧容器、マイクロコンピュータ制御のジンバルシステム（姿勢制御機構）を持つ固有周期 360 秒の広帯域３成分地震計、24 ビットのダイナミックレンジを持つデジタル収録式レコーダ、音響通信制御装置などから構成
されており、１年間以上の連続観測が可能である。電源には１年間の観測のために大容量のリチウム電池を組み合わせて使用しており、このうち音響通信制御装置向けを除いた、ジンバルシステム、地震計、レコーダ用の組電池の製作は東京大学地震研究所において実施した。また、本業務においては継続的に設置・回収作業を実施するため、音響通信制御
装置、ＧＰＳ時計制御システム、海底地震観測用ＧＰＳ測位システム等の船上作業支援装置についても地震計の整備と併せて総合的な整備を実施した。海底地震計を船舶に搭載した後、地震計の最終調整を行い（写真１）、３台の広帯域海底地震計と６台の長期観測型海底地震計を設置した。設置作業には 地震研究所の傭船として株式会社オフショアオペレーション所有の「第 12 海工丸」を用いた。なお、本研究における観測の実施にあたっては、
すべての年度において、関係機関（者）等との調整を行った。
平成 21 年 11 月 23 日から 24 日にかけ、平成 20 年度に設置した海底地震計の回収作業を行い、初年度の観測を終了した。続けて同航海において、平成 21 年 11 月 25 日に海底地震計を海山が沈み込んでいると考えられる紀伊水道沖の海域(Kodaira et al. , 2000)に設置し、紀伊水道沖での海底地震観測を開始した（図４及び表１）。観測には高精度水圧計搭載型広帯域地震計３台と長期観測型海底地震計５台の合計８台の海底地震計を使用した。
回収及び設置作業には、地震研究所の傭船として株式会社オフショアオペレーション所有の「第 12 海工丸」を用いた。
平成 23 年２月１日から２日にかけ、平成 21 年度に設置した海底地震計の回収作業を行い、観測を終了した。さらに、平成 22 年度の観測は観測の継続性を考慮し、平成 21 年度と同海域に、平成 22 年２月に広帯域海底地震計５台を設置し、観測を継続した(図４及び表１)。設置した広帯域海底地震計のうち１台には高精度水圧計を搭載した（写真２）。回76

収及び設置作業には地震研究所の傭船として株式会社オフショアオペレーション所有の「第５海工丸」を用いた。また、平成 22 年度は、長期海底地震観測で得られた大量な地震
データを解析するために、処理システムの拡張を行い、データ処理能力を向上させた。
平成 24 年 2 月 24 日から 25 日にかけ、平成 22 年度に設置した海底地震計の回収作業を行った。さらに、同航海において、これまでの観測との継続性を考慮し、同じ紀伊水道沖の海域に、平成 24 年２月 25 日に３台の広帯域海底地震計を設置した(写真３及び表１)。
回収及び設置作業には地震研究所の傭船として、株式会社オフショアオペレーション所有の「第 12 海工丸」を用いた。平成 24 年２月の航海では、４台の広帯域海底地震計を設置する計画であったが、１台の広帯域地震計には設置時に不具合が発生したため、平成 24
年３月 13 日に地震研究所の傭船として「第 12 海工丸」を用い、再度設置作業を行い、観測網を構築した。４台の広帯域海底地震計のうち２台の広帯域地震計には高精度水圧計を搭載している。平成 21，22、23 年度は、同一の観測点に海底地震計を設置し、観測の継続性を考慮した繰り返し観測とした。
平成 25 年２月に、地震研究所の傭船として株式会社オフショアオペレーション「第 12海工丸」を用いて平成 22 年度に設置した海底地震計の回収作業を行い、本計画による全観測を終了した。
回収した広帯域海底地震計で得られたデータには、通常型の海底地震計で得られる高周
波記録では見られない、10～100 秒の低周波成分が卓越したイベントが記録されていた(図５、６)。広帯域地震データからスペクトルを計算すると(図７)、通常の地震では見られな
い、低周波成分が卓越しているイベントであることがわかった。また、2009 年３月 22 日
から４月 11 日までに発生した低周波イベント数の時間変化を調べた(図８、９)。低周波イベントは 22 日から活動が開始し、９日間顕著な活動が続いた後、一旦活動が低調になった。
その後、再び２日間のやや活発な活動が発生するといった特徴が見られた。さらに低周波イベントと潮汐による海底下の体積ひずみ変化を比較すると、低周波イベントの発生が、潮汐と密接な関係があることがわかった。潮汐と低周波イベント活動の関係は、東太平洋
海膨や、四国深部で発生する深部低周波地震などでは、確認されていたが、海洋プレートが沈み込むトラフ付近の浅部低周波イベントについて確認されたのは初めてである。さらに、この低周波イベントの震源決定を行い、震央分布を求めた（図 10）。震央決定にあたっては、海底地震観測網だけではなく、気象庁が東海沖に設置しているケーブル式地震計の記録も決定に使用した。その結果、これらの低周波イベントが、トラフ付近から熊野灘にかけて、発生したことが明らかになった（図 10）。
回収された広帯域海底地震計に搭載した高精度水圧計のデータは Leroy and Parthiot(1998) の式を用いて水深に変換した。水深に変換したデータを BAYTAP-G (Tamura et al. ,1991) を用いて解析し、潮汐成分、トレンド（ドリフト）成分、イレギュラー成分に分解した（図 11）。トレンド成分にはセンサー固有の特性によるドリフト成分が含まれている｡
イレギュラー成分には、平成 22 年２月 28 日付近に大きな変動が含まれている｡これは、２
月 27 日 15 時 34 分（日本時間）に南米チリ沖で発生したマグニチュード 8.8 の地震による、津波の影響であると考えられる。また、高精度水圧計の記録には、平成 22 年３月に発生した東北地方太平洋沖地震（マグニチュード 9.0）により発生した地震動や津波による圧力77

変化が見られる（図 12）。
これまで実施された観測データの解析結果からは、低周波イベントは、周期約 10 秒をピークとする比較的広い周波数成分を持っていること、低周波イベントの発生が、潮汐と密接な関係があること、さらに、トラフ付近の低周波イベントが、日本列島側のプレートと沈み込む海洋プレートの境界付近で発生していることなどが明らかになり、海洋プレー
トが沈み込み始めた領域でのプレート境界の特性の解明に資すると共に、来る東南海地震、南海地震の震源域を想定するにあたって、重要な情報を得る事ができた。

78

表１

観測点

本研究業務で設置した海底地震計の投入位置

海底地震

名

計

設置日

設置位置（WGS84）

記録収録設定情報

年月日

緯度

経度

水深

切離コ
ード

記録開始

記録停止

NRA01

広帯域

2008/12/23-16:56:52

32-57-51.96

135-48-24.36

2476

500

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRA02

1Hz

2008/12/23-15:35:34

33-06-01.02

135-57-06.42

2256

688

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRA03

1Hz

2008/12/23-21:51:41

32-47-27.18

135-53-22.44

3222

670

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRA04

1Hz

2008/12/23-17:59:40

32-55-41.52

136-01-36.18

3565

692

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRA05

広帯域

2008/12/23-14:10:32

33-04-12.72

136-09-02.40

2622

515

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRA06

1Hz

2008/12/23-22:59:20

32-36-45.90

135-57-38.94

4646

673

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRA07

広帯域

2008/12/23-20:27:38

32-45-35.10

136-06-14.88

4253

532

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRA08

1Hz

2008/12/23-19:00:00

32-53-06.48

136-14-36.78

3774

689

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRA09

1Hz

2008/12/23-23:54:22

32-35-22.26

136-10-11.10

4598

690

2008/12/24-09:00:00

2009/12/01-09:00:00

NRB01

広帯域

2009/11/25-16:50

33-01-49.81

135-05-51.40

1754

531

2009/11/25-23:55:00

2010/11/27-00:00:00

NRB02

1Hz

2009/11/25-19:13

32-56-05.70

134-54-55.46

1858

674

2009/11/25-23:55:00

2011/01/01-00:00:00

NRB03

1Hz

2009/11/25-15:36

32-56-44.70

135-17-11.63

2191

675

2009/11/25-23:55:00

2011/01/01-00:00:00

NRB04

1Hz

2009/11/25-18:00

32-51-02.81

135-06-15.12

2431

691

2009/11/25-23:55:00

2011/01/01-00:00:00

NRB05

広帯域

2009/11/25-20:28

32-50-18.41

134-44-00.47

1602

535

2009/11/25-23:55:00

2010/11/27-00:00:00

NRB06

1Hz

2009/11/25-21:32

32-45-17.46

134-55-18.36

3662

684

2009/11/23-01:55:00

2011/01/01-00:00:00

NRB07

1Hz

2009/11/23-23:32

32-45-54.89

135-17-34.66

3218

687

2009/11/26-03:55:00

2011/01/01-00:00:00

79

表1

（つづき）

NRB08

広帯域

2009/11/25-22:34

32-40-11.95

135-06-39.95

4381

533

2009/11/26-03:55:00

2010/11/27-00:00:00

NRC02

広帯域

2011/02/01-18:07:15

32-56-05.81

134-54-55.31

1779

618

2011/02/02-23:55:00

2012/02/01-00:00:00

NRC04

広帯域

2011/02/02-01:11:00

32-51-03.30

135-06-14.59

2431

616

2011/02/02-23:55:00

2012/02/01-00:00:00

NRB05

広帯域

2011/02/01-20:22:10

32-50-18.54

134-44-01.88

1628

532

2011/02/02-23:55:00

2012/02/01-00:00:00

NRB06

広帯域

2011/02/01-22:37:50

32-45-17.33

134-55-18.40

3662

619

2011/02/02-23:55:00

2012/02/01-00:00:00

NRB08

広帯域

2011/02/02-03:51:55

32-40-11.98

135-06-39.97

4386

621

2011/02/02-23:55:00

2012/02/01-00:00:00

NRD02

広帯域

2012/03/13-14:34:10

32-56-05.69

134-54-55.55

1861

529

2012/03/13-19:55:00

2012/11/01-00:00:00

NRD04

広帯域

2012/02/25-01:45:26

32-51-01.63

135-06-14.53

2428

527

2012/02/25-03:55:00

2012/11/01-00:00:00

NRD06

広帯域

2012/02/24-19:52:18

32-45-17.37

134-55-18.15

2439

611

2012/02/24-23:55:00

2012/11/01-00:00:00

NRD08

広帯域

2012/02/24-22:52:42

32-40-12.42

135-06-40.41

4381

528

2012/02/25-23:55:00

2012/11/01-00:00:00

80

写真 1

最終調整が完了し、設置する船舶の甲板上の海底地震計

写真２

広帯域海底地震計に装着した高精度水圧計(白矢印により示す)

81

写真３

広帯域型海底地震計の投入風景

82

図１

南海トラフでの歴史地震 [Mochizuki and Obana, 2003]

83

図２

南海トラフでの低周波イベント [Ito and Obara, 2006]

図３

広帯域海底地震計及び長期観測型海底地震計を用いた観測手法の概念図

84

図４

広帯域海底地震計と長期観測型海底地震計の設置位置
平成 20 年度は潮岬沖の海域で、平成 21 年度から 24 年度は紀伊水道において観測を実施した。

85

図５

広帯域海底地震計の短周期記録
平成 21 年３月 25 日の１日分の記録。１～８Hz のバンドパスフィルターを施してあ
る。

86

図６

広帯域海底地震計の長周期記録
平成 21 年３月 25 日の１日分の記録。10～100 秒のバンドパスフィルターを施して
ある。

87

図７

広帯域地震記録から得られたスペクトル
平成 21 年３月 25 日の午前 0 時から６時までのスペクトル。縦軸は周波数を、横軸は時間を表わす。赤丸内に低周波イベントと考えられるスペクトル変化を示す。

88

図８

平成 21 年３月 21 日から４月 11 日までの低周波イベントの発生数の時間変化と海面変動の比較。縦軸は１時間あたりの低周波イベント及び海面変動の大きさを、横軸は時間を表わす。

89

図９

平成 21 年３月 21 日から４月 11 日までの低周波イベントの発生数の時間変化、海面変動、体積ひずみとの比較。縦軸は１時間あたりの低周波イベントを、横軸は時間
を表わす。

90

ケーブル式海底地震計

海底地震観測網

図 10 低周波イベントの震源分布。赤丸は低周波地震の震央位置を、黒星、黒丸は地震計の位置を示す。平成 21 年３月から４月にかけて活発化した低周波地震について、震源決定を行った。この際、海底地震観測網のデータだけではなく、気象庁が東海沖に設置しているケーブル式海底地震計の記録も震源決定に使用した。

91

図 11 観測点 NRB01 で得られた平成 21 年 12 月１日から平成 22 年 12 月１日までの水深データと BAYTAP-G により分解された各成分。上から順に観測データ、潮汐成分、トレンド（ドリフト）成分、イレギュラー成分を示す。横軸は時間を示す。図中の矢印は平成 22 年２月 27 日 15 時 34 分（日本時間）に南米チリ沖で発生したマグニチ
ュード 8.8 の地震による、津波の到達を示す。

92

地震動による変動

図 12

津波による海面変動

平成 23 年３月 11 日 14 時から 18 時までの高精度水圧計の記録。圧力計の記録に
は地震動による変動を記録したあとに津波による海面の変動を記録したと思われる圧力変化が見られる。

93

(d) 結論ならびに今後の課題
平成 20 年度から平成 24 年度にかけて紀伊半島潮岬沖及び紀伊水道沖で、広帯域海底地震計と長期観測型海底地震計を用いた地震観測を実施した。さらに一部の広帯域地震計には高精度水圧計を搭載し、より長周期の変動を記録する事を目的とした。得られた広帯域
地震記録及び精密水圧記録には、多くの低周波のイベントが記録されていた。また、平成
22 年２月に発生した南米チリ沖の地震、平成 23 年３月に発生した東北地方太平洋沖地震の津波が、水圧計に明瞭に記録されていた。平成 21 年３月には、観測網近傍で活発な低周波イベント活動が発生した。その記録から、低周波イベントは、周期約 10 秒をピークとする比較的広い周波数成分を持っているなどのトラフ付近で発生する低周波イベントの周波数スペクトル構造を明らかにした。低周波イベント発生数の時間変化を調べた結果、低周波イベントは９日間の顕著な活動が続いた後、一旦活動が低調になり、その後再度やや活発な活動が発生するといった特徴が見られることがわかった。さらに低周波イベントと潮汐による海底下の体積ひずみ変化を比較すると、低周波イベントの発生が、潮汐と密接な関係があることがわかった。潮汐と低周波イベント活動の関係は、東太平洋海膨や、四国深部で発生する深部低周波地震などでは、確認されていたが、海洋プレートが沈み込むト
ラフ付近の浅部低周波イベントについて確認されたのは初めてである。さらに、本研究による観測網の近傍で行われていた広帯域海底地震観測と連携することにより、トラフ付近の低周波イベントが、日本列島側のプレートと沈み込む海洋プレートの境界付近で発生していることが明らかになった。これらの結果は、海洋プレートが沈み込み始めた領域でのプレート境界の特性の解明に資すると共に、来る東南海地震、南海地震の震源域を想定するにあたって、重要な情報である。
1944 年に発生した東南海地震の震源及び 1946 年に発生した南海地震の震源に近く、東南海地震と南海地震の震源域の境界域にあたると考えられている紀伊半島沖において、トラフ付近で低周波イベントが発生しており、その活動の詳細が明らかになってきた。平成23 年東北地方太平洋沖地震では、海溝付近のプレート境界が大きく滑り、大津波の発生につながったことが明らかになりつつある。来る東南海地震や南海地震においても、フィリ
ピン海プレートが沈み込み始めるトラフ近傍のプレート境界の挙動を推測することは、沈み込みの科学にとっても、防災上でも重要である。そのためには、今回の観測で明らかになった低周波イベント活動について、そのより正確な活動を把握する必要がある。今後は、本観測研究業務で得られた連続波形データを用いて、より正確な低周波イベントの活動を把握するとともに、広帯域地震計や精密水圧計を用いた広帯域地震観測を、トラフ付近において継続し、その実体をより正確に明らかにすると共に、長期間にわたる活動の時間変化を明らかにすることが重要であると考えられる。

94

(e) 引用文献
1) Mochizuki, K., and K. Obana, Seismic Activities along the Nankai Trough, Bull.
Earthq. Res. Inst., 78, 185-195, 2003.
2) Kanamori, H., Tectonic implications of the 1944 Tonankai and the 1946 Nankaido
earthquakes, Phys. Earth Planet. Inter., 5, 129-139, 1972.
3) Ishibashi, K., Specification of a soon-to-occur seismic faulting in the Tokai
district, central Japan, based upon seismotectonics, In Simpson, D.W. and P.G.
Richards eds.: Earthquake prediction: An international review, Maurice Ewing
Series 4. AGU, Washington, D.C., 297-332, 1981.
4) Mazzotti, S., X. Le Pichon, P. Henry and S. Miyazaki, Full interseismic lockingof the Nankai and Japan-west Kurile subduction zones: An analysis of uniform elasticstrain accumulation in Japan constrained by permanent GPS, J. Geophys. Res., 105,
13159-13177, 2000.
5) Obana, K., S. Kodaira, Y. Kaneda, K. Mochizuki, M. Shinohara, and K. Suyehiro,
Micro-seismicity at the seaward updip limit of the western Nankai Troughseismogenic zone, J. Geophys. Res., doi:10.1029/2002JB002370, 2003.
6) 文部科学省研究開発局・国立大学法人東京大学地震研究所・国立大学法人東北大学大学院理学研究科・独立行政法人防災科学技術研究所・独立行政法人海洋研究開発機構、
東南海・南海地震等海溝型地震に関する調査研究（東南海・南海地震）（日本海溝・千島海溝周辺の海溝型地震）（平成 19 年度）成果報告書、2008.
7) Ito, Y. and K. Obara, Dyanmic deformation of the accretionary prism excites very
low frequency earthquakes, Geophys. Res. Lett., 33, L02311, 2006
8) Kodaira, S., N. Takahashi, A. Nakanishi, S. Miura, and Y. Kaneda, Subductedseamount imaged in the rupture zone of the 1946 Nankaido earthquake, Science, 289,
104-106, 2000.
9) Leroy, C. C. and F. Parthiot, Depth-pressure relationship in the oceans and seas,
J. Acoust. Soc. Am. 103(3), 1346-1362, 1998.
10) Tamura, Y., T. Sato, M. Ooe, and M. Ishiguro, A procedure for tidal analysis
with a Bayesian information criterion, Geophys. J. Int., 104, 507-516, 1991.

95

3.4 サブプロジェクト 1-4
陸域機動的地震観測による付加体・プレート境界付近の構造調査
担当：独立行政法人防災科学技術研究所

96

(１) 業務の内容(a) 業務題目
陸域機動的地震観測による付加体・プレート境界付近の構造調査(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

独立行政法人防災科学技術研究所
地震研究部 *

地震観測データセンター長

小原

一成 1

同

地震・火山防災研究ユニット

主任研究員

汐見

勝彦

同

地震・火山防災研究ユニット

主任研究員

浅野

陽一

同

地震・火山防災研究ユニット

主任研究員

武田

哲也

同

地震・火山防災研究ユニット

主任研究員

廣瀬

仁2

同

地震・火山防災研究ユニット

主任研究員

松澤

孝紀

同

地震・火山防災研究ユニット

研究員

上野

友岳

同

地震研究部

契約研究員

前田

拓人 1

現在の所属：１)国立大学法人東京大学地震研究所、２)国立大学法人神戸大学理学研究科＊）地震研究部は、平成 23 年 4 月の改組により地震・火山防災研究ユニットとなった(c) 業務の目的
南海トラフ地震の想定震源域周辺の陸域において、巨大地震セグメント境界の陸域深部延長部におけるプレート境界付近の構造異常を調査し、セグメント境界との関連性及び連動性を評価するとともに、陸域を含むプレート境界面の形状や特徴を明らかにする。また、付加体形成過程と超低周波地震との関連性を明らかにするため、超低周波地震の発生メカ
ニズム解決定の高精度化を行う。
(d) ５ヵ年の年次実施業務の要約
１) 平成 20 年度：
紀伊半島沖から紀伊水道沖にかけて発生する浅部超低周波地震の検知能力及び震源パ
ラメータ決定精度を高めるため、紀伊半島南部に広帯域地震計を用いた長期機動観測点を２点設置した。レシーバ関数解析に基づいてプレート境界付近の構造を調査するため、既存定常観測点で観測された遠地地震等の波形記録を収集した。
２) 平成 21 年度：
紀伊半島に設置した２箇所の長期機動観測点を運用した。加えて、西南日本に広帯域地震計を用いた長期機動観測点を増強し、紀伊半島沖から日向灘にかけて発生する浅部超低周波地震の検知能力及び震源パラメータ決定精度を高めるとともに、レシーバ関数解析に基づいてプレート境界付近の構造を調査するための遠地地震等の波形記録の収集・解析を行った。
３) 平成 22 年度：
97平成 21 年度までに、紀伊半島及び四国・九州地方に設置した５箇所の長期機動観測点を運用するとともに、東海地方西部に広帯域地震計を用いた長期機動観測点を増強することにより、紀伊半島東方沖から日向灘にかけて発生する浅部超低周波地震の検知能力及び震源パラメータ決定精度を高めた。これまでに収集された遠地地震等の波形記録をレシー
バ関数解析に供することにより、陸域下におけるスラブ形状を把握するための調査解析を進めた。西南日本で発生する深部低周波微動活動は、プレート境界付近でセグメントに分かれて活動が繰り返される。その活動様式ならびに地下構造との関連要因を調査するため、深部低周波微動活動が活発な地域において、機動観測を開始した。
４) 平成 23 年度：
平成 22 年度までに設置した６箇所の長期機動型広帯域地震観測点を運用することにより、紀伊半島東方沖から日向灘にかけて発生する浅部超低周波地震の検知能力及び震源パ
ラメータ決定精度を維持した。これらの機動観測点及び基盤的地震観測網等でこれまでに収集された遠地地震の波形記録をレシーバ関数解析に供することにより、紀伊半島下におけるスラブ境界付近の構造の地域的特徴を把握するための調査解析を進めた。西南日本で発生する深部低周波微動の活動様式ならびに地下構造との関連要因を調査するため、深部
低周波微動活動が活発な地域において機動観測を行い、データ解析を進めた。
５) 平成 24 年度：
平成 22 年度までに設置した長期機動型広帯域地震観測点を運用し、紀伊半島東方沖から日向灘にかけて発生する浅部超低周波地震の検知能力及び震源パラメータ決定精度を維持した。これらの長期機動型広帯域地震観測点及び基盤的地震観測網等でこれまでに収集された遠地地震の波形記録のレシーバ関数解析により、陸域下におけるスラブ境界付近の構造の特徴を把握した。深部低周波微動活動が活発な地域における臨時機動観測データを解析することにより、深部低周波微動や微小地震の活動様式ならびに地下構造との関連を調査した。各機動観測施設について、年度末までに機材を撤収し、原状復帰した。
(２) 平成 20～24 年度の成果(a) 業務の要約
本件で設置した広帯域地震計を用いた長期機動観測点６点及び広帯域地震観測網 F-net
を用いた浅部超低周波地震のモニタリング解析を行った。観測データに波形相関解析に基づく新たな解析方法を適用したところ、推定震央位置の精度が飛躍的に向上し、日向灘から足摺岬沖にかけて発生する浅部超低周波地震の詳細な活動状況が明らかとなった。また、
上記長期機動観測点に加え、周辺に整備されている定常観測点で観測された遠地地震記録にレシーバ関数解析を適用し、検討を進めた結果、紀伊水道周辺でプレートが断裂している可能性があることを確認し、その仮定に基づく海洋モホ面形状モデルを提唱した。また、
紀伊半島下における海洋モホ面における地震波速度の差は、スラブが沈み込むにつれて小さくなること、深部低周波微動が発生している周辺よりも深部でほぼ一定になることを発
見した。

98

(b) 業務の成果
１）長期機動型広帯域地震観測点の整備
a) 観測点設置の目的
南海トラフ沿いで発生する海溝型巨大地震である東南海地震と南海地震は、歴史資料や津波堆積物の解析等から、100 から 150 年周期で繰り返すこと、両地震が時間的に近接して発生すること、東南海地震が南海地震に先行して発生する傾向があることが知られている（例えば、Ando, 1975; 石橋・佐竹, 1989）。海溝型巨大地震は沈み込む海洋プレートと上盤とのプレート境界で繰り返し発生してきたが、巨大地震と巨大地震の間となる時期では、プレート間が固着してひずみを蓄積する。一方、固着域と海溝との間では、プレート境界付近に海水を多く含む堆積物が介在し、定常的に滑りが発生していると考えられてきた。近年、稠密に展開された地震観測網のデータ解析により、地震性のゆっくりすべり（超低周波地震）がこの領域で発生していることが明らかになった（Obara and Ito, 2005; Itoand Obara, 2006）。このような付加体内で発生する浅部超低周波地震活動は、付加体形成
過程の理解につながるだけでなく、プレート境界固着状態のモニタリング指標としての役割も期待される。超低周波地震は、中心周期が十秒以上の微弱な震動から形成されており、
防災科研 Hi-net のような固有周期１秒程度の地震計を用いた高感度地震観測網で検知することは極めて困難である。このため、既存広帯域地震観測網（F-net）を補完する形で西南日本に広帯域地震計を用いた長期機動地震観測点を設置し、F-net データと統合処理することにより、浅部超低周波地震モニタリングの高精度化に資する。加えて、西南日本下に沈み込むフィリピン海プレート（スラブ）性状把握に必要なデータを提供することを目的とする。
b) 広帯域長期機動観測点の概要
表１に、本件で整備した広帯域地震計を用いた長期機動観測点の所在地と観測期間を、図１に各観測点の位置を定常観測点の位置と併せて示す。また、写真１及び２に、建設した長期機動観測点における地震計室の概観を示す。平成 22 年度に整備した赤羽根（N.ABNF）
観測点については、外気温の影響を避けるため、地盤を約１m 掘削し、その底面にコンクリートを打設して地震計台座とするとともに、地震計室を埋設した（写真１）。その他の観測点については、地盤を数十 cm 掘り下げた場所に地震計台座を設置し、断熱材を用いて地震計室を構築した（写真２）。各観測点には、広帯域地震計及び高精度 AD 装置等の観測装置を配置し、形式分解能 27bit、サンプリング周波数 100Hz で連続的にデータを収集した。
観測されたデータはリアルタイムで回収し、既存定常観測網データと併せて処理を行った。
紀北紀伊長島ほか４観測点は 2013 年２月に観測を終了したが、赤羽観測点は、高感度地震観測網（Hi-net）敷地に併設する形としており、観測を継続することとした。これらの長期機動型広帯域地震観測点で観測された波形の一例として、2010 年 12 月 25 日（日本時間）にバヌアツ共和国周辺で発生した地震による上下動成分観測記録を図２に示す。

99

表１
コード
N.KKNF
N.TNHF
N.NTCF
N.SMKF
N.NSOF
N.ABNF

観測点名称
紀北紀伊長島
田辺中辺路
那賀栩谷
西都南方
西之表
赤羽根

130˚
36˚

広帯域長期機動観測点

所在地
三重県北牟婁郡紀北町
和歌山県田辺市
徳島県那賀郡那賀町
宮崎県西都市
鹿児島県西之表市
愛知県田原市132˚

観測期間2009 年 ３月～2013 年２月
2009 年 ３月～2013 年２月
2010 年 １月～2013 年２月
2010 年 １月～2013 年２月
2010 年 1 月～2013 年２月
2010 年 12 月～（継続）

134˚

136˚

100 km

N.ABNF
N.KKNF

34˚
N.NTCF

32˚

N.TNHF

N.SMKF広帯域地震計を用いた臨時機動観測点（本プロジェクト）広帯域地震観測点（防災科研F-net）

N.NSOF

高感度地震観測点（防災科研Hi-net）
高感度地震観測点（その他機関）30˚
図１ 西南日本に設置した長期機動観測点の概略位置と既存定常観測点の分布。

100

写真１

赤羽根観測点の地震計室

写真２

紀北紀伊長島観測点の地震計室

VANUATU REGION (2010/12/25 22:16:37 JST; Mw7.3)
N.KKNF

Velocity [µm/s]

N.TNHF

N.NTCF

N.SMKF

N.NSOF

N.ABNFTime [s]図２

長期機動型広帯域地震観測点で観測された地震波形例。2010 年 12 月 25 日（日本時間）にバヌアツ共和国周辺で発生した Mw7.3 の地震による上下動成分。上から順に紀北
紀伊長島（N.KKNF）、田辺中辺路（N.TNHF）、那賀栩谷（N.NTCF）、西都南方（N.SMKF）、
西之表（N.NSOF）及び赤羽根（N.ABNF）観測点の記録を表す。

２）地震計アレイによる浅部超低周波地震活動モニタリングa) 浅部超低周波地震の活動状況
南海トラフに沿って発生する浅部超低周波地震は、付加体内に発達する逆断層系におけるゆっくりとしたすべりによる地震であると考えられている（Ito and Obara, 2006）。このような浅部超低周波地震活動は、直接的には付加体の短縮変形に伴う現象と考えられる
101

が、そのような付加体の短縮変形は、より深部に位置するプレート境界固着域における固着状態を反映する可能性がある。このことから、プレート境界の固着性状の時空間的な変化を調べる上で、浅部超低周波地震の活動をモニタリングすることは重要である。
Asano et al.（2008）は、防災科研 Hi-net に併設された高感度加速度計のアレイ解析
等によって、日本及びその周辺で発生する浅部超低周波地震の時空間分布を詳細に調べた。
2003 年６月１日から 2013 年１月 31 日までの期間におけるイベントの空間分布を図３に、その時空間分布を図４にそれぞれ示す。図３中の桃色の点は、アレイ解析によって検出されたイベントのうち、防災科研 Hi-net による震源カタログには無いイベント、すなわち超低周波地震の可能性が高いイベントを表す。
南海トラフ沿いに注目すると、紀伊半島沖から室戸岬沖にかけての領域において、2009
年３月から７月にやや活発な活動が見られた（図４）。この間、５月以前の活動域は紀伊半
島南東沖と室戸岬沖であったのに対し、６月以降の活動は紀伊水道沖に移動した。このほか、2010 年１月から３月に日向灘周辺で発生した活発な超低周波地震活動を観測した。

45˚

2003/6/1-2013/1/31

北緯

40˚

35˚

30˚

平面波指標<=0.85, 円筒波指標>=0.99

130˚

図３

135˚

東経 140˚

145˚

2003 年６月１日から 2013 年１月 31 日までにアレイ解析によって検出されたイベン

トの震央分布。検出イベントを防災科研 Hi-net の震源カタログと照合し、対応する地震が見出されたイベントを灰色で、それ以外を桃色の点でそれぞれ示す。これらは主として周期 10 秒以上に卓越する超低周波地震を表すが、東北地方太平洋沖地震の発生以降は、除去しきれない通常の地震を多数含む。期間内に発生した M７以上の地震（ただし、2011 年３月 11 日以降は東北地方太平洋沖地震の本震のみ）の震央を黄色星印で併
せて示す。
102

145

十勝沖

東経

140
135

紀伊半島沖
四国沖

130

日向灘

2003/6/1 2004/1/1

2005/1/1

2006/1/1

2007/1/1

2008/1/1

2009/1/1

2010/1/1

2011/1/1

2012/1/1

2013/1/1

時間（年/月/日）

図４

2003 年６月１日から 2013 年１月 31 日までの期間に検出されたイベントの時空間分

布。

b) 波形相関を用いた高精度浅部超低周波地震震源位置の推定
前節で示したように、これまで日本及びその周辺で発生する超低周波地震については、
例えば、Asano et al. (2008)らによる防災科研 Hi-net に併設された高感度加速度計のアレイ解析に基づき、その時空間分布が詳細に調べられてきた。ただ、これまでの解析では、

図５

相関解析によって推定された浅部超低周波地震の分布。赤、黒、青および緑丸印

は浅部超低周波地震の震央を表す。異なる色は、異なる既知イベントとの相関によって浅部超低周波地震が検出されたことを示す。コンターはプレート境界の深さ分布（地震調査研究推進本部, 2004）を表す。Yagi et al. (2001) により求められた 1996
年の日向灘の地震の地震時すべり域（赤および青太線）および余効すべり域（赤および青細線）、八木・他（1998）による 1968 年日向灘地震の地震時すべり域（灰色領域）、
および防災科研 F-net による MT 解（福山・他, 1998）のうち、低角逆断層型のものを併せて示す。直線 AB、および CD は図 7 における測線の位置を表す。
103

地震波の到来方向に基づき、水平方向約 30km 程度の精度で震央位置を推定するのみであり、発生時刻は推定対象としていない。一方、F-net の広帯域地震計によるグリッド・モーメ
ントテンソル（MT）解析からも、超低周波地震の発生時刻や場所、メカニズム解が明らかにされてきた（例えば、Ito et al., 2007）。しかし、この手法に基づく解析は計算コストが比較的大きく、多数の観測波形データを用いた解析は難しい。この課題に対応する方法
として、浅野・他（2010）は、十勝沖で発生する浅部超低周波地震を対象とし、波形相関解析を用いることによって既知の超低周波地震と波形相関が良いイベントを検出、それらの震央位置を推定する手法を開発した。
本研究では、この手法を 2010 年１月から３月に日向灘から足摺岬沖で発生した活発な
超低周波地震活動に適用し、その詳細分布の把握を試みた。従来の解析により、この活動は、2010 年１月 23 日頃に日向灘で始まり、２月中旬以降は足摺岬沖に移動したこと、その後、一時的に活動度が低下する時期を挟みながらも３月下旬まで活動が続いたことが分かっている。本解析には、九州及び四国に位置する F-net の広帯域地震計と Hi-net に併設された高感度加速度計の 2002 年から 2010 年の記録を使用した。
まず、F-net の 14 観測点の記録の相関解析によって既知の浅部超低周波地震との波形相
関が良いイベントを検出し、それらの大まかなセントロイド位置と時刻を推定した。次に、
それらのセントロイド位置と時刻を初期値として、F-net 及び Hi-net 約 30 観測点で記録された波形の CMT 解析（Ito et al., 2007）を行った。その結果、日向灘から足摺岬沖にかけて発生する浅部超低周波地震は、この地域で発生する通常のプレート間地震の発生域
よりもトラフ側に位置することがわかった（図５）。従来のアレイ解析の結果では、九州－
パラオ海嶺に沿った浅部超低周波地震の活動域が宮崎県沿岸部付近にまで延びていたが

図６

浅部超低周波地震の CMT 解の空間分布。2010 年 1 月から 2 月の期間に発生した超低周波地震の CMT 解を太線による震源球で示す。その他は、図 5 に同じ。
104

（図３）、本結果にはそのような特徴は見られない。セントロイド深さ及び発震機構解を見ると、深さ 10 km 以浅で発生する逆断層型のイベントが卓越するが、トラフ付近ではより浅いイベントが、一方の陸側では 10 km よりも深いイベントも見られる（図６）。このような深さ分布から、この地域の浅部超低周波地震はプレート境界（地震調査研究推進本部,
2004）にかなり近接した場所で発生しているものと考えられる。
一方、浅部超低周波地震の時空間分布（図７）から、バースト的な活動の期間内での震源の移動が明らかになった。2010 年１月 23 日に種子島の東方沖で始まった活動は北に向かって拡大し、31 日には約 100 km 離れた日向灘にまで達した。その後、活動が低調となった２月４日から 11 日を挟んで、活動域は 12 日からの２日間に東に向かって約 50 km 拡
大し、足摺岬の南方沖に達した。２月中旬以降の活動の中心はこの足摺岬南方沖へと移り、日向灘における活動は次第に収束した。足摺岬南方沖における活動も３月初旬には低調となるが、中旬には活動を再開し、これまでとは逆に日向灘へと向かう活動域の移動が見られた。同様なマイグレーションは、プレート境界の巨大地震発生域深部延長で発生する短期的スロースリップイベントに同期した深部低周波微動（Obara et al., 2004）や深部超低周波地震（Ito et al., 2007）の活動においても見られる。日向灘から足摺岬沖にかけて発生する浅部超低周波地震についても大規模なマイグレーションが検出されたことは、通常のプレート間地震の発生が確認されていないこの領域のプレート境界浅部（深さ 15 km以浅）においても、これまで知られていないようなスロースリップイベントが発生しており、それに伴って浅部超低周波地震が発生している可能性があることを示している。

図７

測線 AB 及び CD に沿った浅部超低周波地震の時空間分布。シンボルは図５に同じ。

２測線の位置は図５に示す。

105３）レシーバ関数解析に基づくプレート境界性状の推定a) はじめに
南海トラフ沿いで発生する海溝型巨大地震の発生様式を推定するために、沈み込むプ
レート（スラブ）の形状やプレート境界での物性の変化などを明らかにすることは非常に重要である。一般に、スラブ境界及びスラブ内モホ面（海洋モホ面）では、地震波が伝わる速度が急変すると考えられている。このような地震波速度の変化が存在する場合、観測される地震波には、直達波のほか、地震波速度の不連続面で特性が変換した波（変換波）も記録される。レシーバ関数解析とは、地震波速度不連続面で P 波から S 波に変換した波（Ps 変換波）を強調して表示することにより、観測点下の速度不連続面の位置や特性を推定する方法である。近年に整備された稠密な基盤的地震観測網データにレシーバ関数解析法を適用することにより、最近、詳細なフィリピン海スラブ形状モデルが提案されるようになった（例えば、Shiomi et al., 2008; Ueno et al., 2008）。通常、レシーバ関数解
析では遠地地震波形データのみを用いており、走時トモグラフィのようにフィリピン海ス
ラブ沈み込みに伴う地震に関するデータは使用しない。そのため、レシーバ関数から得られる海洋モホ面形状とスラブ沈み込みに伴う地震の震源分布は完全に独立の関係にある。
しかし、フィリピン海スラブ沈み込みに伴う地震活動分布は非一様であり、海洋モホ面の湾曲とスラブ内地震活動度の変化はよく対応している。このことは、スラブ形状がスラブ内の応力状 態を強く支 配している ことを示唆 する（Shiomi et al., 2008; Ueno et al.,2008）。
本研究においては、広帯域地震計を用いた長期機動観測点と既存定常観測網で得られた遠地地震記録を用いたレシーバ関数を精査することにより、東海地方から九州地方北部
における海洋モホ面形状の再検討を行った。また、紀伊半島における海洋モホ面沿いのイ
ンピーダンス比（地震波速度）の変化について検討を行った。
b) データ
解析には、2000 年 10 月から 2011 年 10 月までの間に防災科研 Hi-net/F-net の各観測点、
産業技術総合研究所が西南日本に展開する観測点、及び本件で設置した長期機動型観測点
で観測された遠地地震記録（M≥6.0）をデータとして用いた。図１に解析に使用した観測点の分布を、図８に防災科研 Hi-net の N.OWSH（三重県・尾鷲）及び N.KTDH（和歌山県・上富田）観測点にて観測されたレシーバ関数を一例として示す。いずれの観測点も、遅延時間４秒付近に、モホ面で変換したと思われる変換波が到来している。

106

(a)

(b)

N.OWSH

Back Azimuth (deg.)

360

RadialTransverse

270

270

180

180

90

90

0
-4

0

4

8

-4

Delay Time (sec)

図８

N.KTDH
360

0

4

0
-4

8

Delay Time (sec)Radial048Delay Time (sec)Transverse

-4

0

4

8

Delay Time (sec)

防災科研 Hi-net 観測点で得られたレシーバ関数の例。(a) 三重県・尾鷲（N.OWSH）、(b) 和歌山県・上富田（N.KTDH）。横軸は、直達 P 波到着からの経過時間、縦軸は地震波到来方向を表す。

c) 海洋モホ面形状の再検討
これまで、様々なデータを種々の解析法に適用することにより、多くのフィリピン海スラブ形状モデルが提唱されてきた。それらの特徴として、スラブが紀伊半島西部から紀伊水道周辺で大きく湾曲すること、伊勢湾下や四国下に比べて紀伊半島下ではスラブが急角で沈み込むこと、低角な四国下のスラブは、安芸灘・伊予灘周辺下で再び急角に転ずることは共通しているが、紀伊水道周辺及びその北側の等深線については提案されるモデル間の差異が大きく、その形状は必ずしも明瞭とは言えない。その理由として、トモグラフ
ィ解析では「境界面」に対し十分な分解能を得ることが難しいこと、レシーバ関数解析で検出される「変換面」に対応する構造変化の意味が必ずしも明確ではないこと、紀伊水道周辺に位置する観測点において、レシーバ関数内のスラブ起源変換波がさほど明瞭ではないことが挙げられる。
紀伊水道の南方には、15Ma まで拡大軸として活動していたと考えられている紀南海山列が存在する（Okino et al., 1994）。15Ma まで北西方向に移動していたフィリピン海ス
ラブは、３Ma 頃に現在の西北西方向に変化したと考えられている（高橋, 2006）。このことを考慮すると、３Ma 以前は紀伊水道下に古い拡大軸が沈み込んでいたこととなり、この拡大軸がスラブ内の弱面を形成していると考えることは想像に難くない。紀伊水道は想
定東南海地震及び想定南海地震震源域境界部のやや西にあたり、この形状の急変が両震源域を隔てる原因となっている可能性がある。一方、スラブ形状の急変が提案されているにも関わらず、紀伊水道下においてはスラブ沿いの地震活動がさほど活発ではないという特徴 が あ り 、 ス ラ ブ が 紀 伊 水 道 下 で 断 裂 し て い る 可 能 性 が 提 案 さ れ て い る （ Ide et al.,2010）。本節では、紀伊水道においてスラブが断裂しているモデルが受容可能かどうか確認するとともに、新たなスラブ内海洋モホ面形状モデルの構築を試みた。
107

レシーバ関数は、沈み込むスラブ内の海洋モホ面の検出が得意である。一方、西南日
本のフィリピン海スラブ沿いで発生する地震活動は、紀伊半島南部周辺等を除き、概ね海洋 地 殻 内 で 発 生 し て い る と 考 え ら れ て い る （ 例 え ば 、 Ohkura, 2000; Shiomi and Park,
2008）。このことは、地震活動上面から推定するスラブ概形は、海洋モホ面よりも浅くなる可能性が高いことを意味する。そこで、紀伊水道でのスラブ断裂を考慮し、震源分布の上面を外挿して求めた深さコンター（Ide et al., 2010）を鉛直方向に７km 深くしたモデ
ルを「参照モデル」として利用した。走時トモグラフィ解析により求められた三次元地震
波速度構造（Matsubara et al., 2008）を用いて深度変換したレシーバ関数に対し、「参照モデル」±10 km の深さ範囲でレシーバ関数の振幅が最大となる深さを半自動的に抽出した。この際、最大となるレシーバ関数振幅が 0.05 以下の地点については、変換波不明
瞭として抽出対象外とした。このようにして得られた緯度・経度・深さの情報をもとに、平滑化を伴う空間的な補完と等深度線の作成、レシーバ関数断面図との比較、レシーバ関
数振幅の再評価を繰り返し、最終的なモデルを得た。
図９（a）にスラブ断裂を考慮していない既往のモデル（Shiomi et al., 2008）、（b）に本解析に基づくスラブ内モホ面等深線を比較して示す。両者は、紀伊水道西岸部と伊勢湾ならびにそれぞれの深部延長で異なる特徴を示している。これらの地域では、スラブ沈
み込みに伴う地震活動が極めて低調であり、地震活動からスラブ形状を推察することは出来ない。本解析において、「モホ面」として抽出した深さ 40 km 付近の変換面は、既往モデル構築時は「大陸モホ面」と解釈し、より深部に存在する変換面を「海洋モホ面」と解釈していた（図 10）。一方、兵庫県南部下では、これまでの解析同様、明瞭な変換面の存在を確認することが出来なかった。このことは、当該地域付近でスラブ断裂、スラブウィ
ンドウの存在、あるいはスラブ傾斜の急変等、周辺域と大きく異なる構造的特徴を有していることを意味する。分解能の制約上、断定することは出来ないが、本解析の結果は紀伊水道下におけるスラブ断裂の可能性を十分に示唆し得るものであった。

(a)

(b)

a

b

36˚

34˚
B
A

132˚

図９

134˚

136˚

138˚

132˚

134˚

136˚

138˚

レシーバ関数から推定された海洋モホ面深度分布。（a）Shiomi et al. (2008)の結果。
（b）本解析の結果。点線は，想定したスラブ断裂線の位置を表す。等深線は深さ 30～60km の範囲を表しており，間隔は５km である。

108

太平洋側
A

日本海側
a

20
40
60
80
100

Depth [km]

0

b

20
40
60
80
100

図 10

B

レシーバ関数振幅

Depth [km]

0

400

300

200

Distance [km]

100

0

0.4
0.2
0.0
−0.2

レシーバ関数振幅の鉛直断面図。断面線の位置は、図９ (b)に示した。正値（赤）は深部が浅部よりも高速度である速度境界、負値（青）は深部が浅部よりも低速度である 速 度 境 界 が 存 在 す る こ と を 表 す 。 図 中 の 実 線 及 び 点 線 は 、 そ れ ぞ れ Shiomi et al.
(2008)及び本解析で海洋モホ面と判定した深さを表す。黒点は、断面線を中心とした幅10km の範囲で発生した M1.5 以上の地震の震源位置を表す。

d) 変換波振幅の評価と空間分布
前節の解析は、レシーバ関数に含まれる後続波位相の到着時間の遅れに着目し、地震
波速度不連続面の位置（深さ）や形状を求めることに主眼をおいた。一方、レシーバ関数
後続波位相の振幅は、速度不連続面におけるインピーダンス比を反映しており、スラブ境界付近の物性の地域性を議論する上で重要な情報となりうる。
スラブ境界のように速度不連続面が傾斜している場合、その面でのインピーダンス比かつ波線パラメータが一定であっても、変換面が浅くなる方向から入射した波による変換
波振幅は小さく、逆に変換面が深くなる方向から入射した波による変換波の振幅は大きくなる。これは変換面に対する波の入射角が異なることに起因しており、波線パラメータが一定の場合、その振幅は周期 360°で変化する正弦関数を描く。また、速度不連続面付近に水平方向に軸を持つ異方性媒質が存在する場合、その振幅は周期 180°で変化する正弦関数を示す。本節では、この地震波の到来方向に依存する変換波振幅の変化の特徴を用いることにより、各観測点下における標準的な変換波振幅の推定を試みる。ただし、実際に解析に用いる遠地地震の発生領域は限られており、地震波の到来方向に偏りがある。加えて、その入射角（震央距離）にも系統的な特徴があるため、変換波振幅の取り扱いは慎重に行う必要がある。図 11 に、N.KMTF（和歌山県・上富田）観測点で得られた遠地地震記録の震央の方位ならびに距離に応じた地震数の頻度分布を示す。本図で、濃く表示された方位・距離ほど多くの地震が発生していることを意味する。この図から、解析に用いた地震の多くは観測点の南方から到来していること、南東方向の地震はやや遠方（距離約 70 度）で発生するが、南西方向の地震は距離約 50 度に位置すること、北東方向の地震は最も近109

い距離約 35 度に集中していることが分かる。これを波線パラメータの分布として示したのが図 12 である。北方の地震による地震波の波線パラメータは 0.075 以上の大きな値に集中していることが明瞭である。これらの図を参考に、地震波到来方向の均一性を可能な限り保持しつつ、波線パラメータの優位な違いを除去するため、解析対象とする地震の波線パラメータを 0.050 以上 0.077 未満に限定するとともに、一般的な海洋スラブの速度構造に対して数値的に求めた入射角（波線パラメータ）依存性を元に振幅の補正係数を定めた（図 13）。
N
90°

20

60°

N.KMTF

北方の地震

N 10

30°

0
W

N.KMTF

E

20

南方の地震

N 10
0
0.04

図 11

N.KMTF 観測点で観測された地震の

0.05

0.06

0.07

0.08

波線パラメタ, p

S

図 12

N.KMTF 観測点で観測された遠地地

方向別・距離別頻度分布。円の中心が観震の波線パラメータの分布。観測点より測点位置に対応し、地震の発生方向につ北で発生した地震を上段に、南で発生し

いて 10 度ごと、距離について５度ごとた地震を下段に示す。解析から除外したの区画における頻度を濃淡で示す。

範囲を灰色で示す。

110

入射角, θ (°)
0.10

25

30

35

海洋地殻
0.08

振幅

1.0
0.06

0.04
0.05

0.8

補正係数

1.2

VP = 6.80 km/s
VS = 3.91 km/s
ρ = 3.0 g/cm3

海洋マントルVP = 7.80 km/s
VS = 4.46 km/s
ρ = 3.3 g/cm3

0.6
0.06

0.07

波線パラメタ, p

図 13

本解析で用いた振幅の補正係数。右に示した速度構造に対し、入射角 30 度での変換波振幅が１となるように、補正係数を定めた。

解析に当たって、まず、観測点下の海洋モホ面の深さ（Shiomi et al., 2008）周辺 を対象にグリッド・サーチを行い、海洋モホ面の傾斜方向と面の傾斜に起因する到達時刻の揺らぎ幅を推定した。この際、観測点周辺の速度構造として JMA2001 速度構造モデル（上野・他, 2002）を用いた。また、それぞれのレシーバ関数に対し、推定された海洋モホ面からの変換波位相の理論到達時間を求め、その時刻における変換波振幅 A を地震波到来方向 φ の関数とし、最小二乗法により、次の関数における各パラメータ（ a , b , α, β, c ）の最適値を求めた。
A   a  sin(  b)    sin(2   )  c

この際、地震が頻発する方位のデータに過度の重みがかかることを避けるため、事前に地震波到来方向に応じて５度ごとの範囲を設定し、図 13 に示した補正係数を適用した後、各範囲に対して平均値及び標準偏差を求めた。この平均値に対し、標準偏差を重みとした最小二乗解析を行った。このようにして得られたバイアス値（ c ）を、その観測点における標準的な変換波振幅（標準変換波振幅）として、定義した。図 14 に N.KMTF 観
測点における最小二乗解析の結果を示す。
上記解析方法を紀伊半島内の各観測点に適用することにより得られた標準変換波振幅の分布を図 15 に示す。ここで、横軸は、直達 P 波到着から変換波到着までの遅延時間としたが、遅延時間に該当するおおよその海洋モホ面深さを参考としてグラフ上部に示した。
図 15 において、白抜きの丸で表現されている観測点は、最小二乗解析における残差が大
きい観測点であることを意味しており、以下の議論からは除外する。図 15 から、スラブが深くなるにつれ、直達 P 波に対する変換波振幅は 11％程度から７％程度まで減衰し、遅延時間５秒（海洋モホ面の深さ約 40～45km に相当）では、ほぼ５～７％の値で一定になる。
紀伊半島下における標準的な温度構造（Peacock, 2009）によると、深さ 40～45km 付近の
海洋モホ面周辺の温度は約 400℃である。この温度・圧力条件付近では、海洋玄武岩はローソン石青色片岩から緑れん石青色片岩に変成する（Hacker et al., 2003）。すなわち、
本解析で確認された標準変換波振幅の低下は、海洋玄武岩の変成作用により媒質のインピ111

ーダンス比が低下したためと考えられる。また、本変成作用は、脱水作用を伴う。標準変換波振幅の低下が深部低周波微動発生域周辺で一定値に転ずることは、本変成作用が深部
低周波微動発生に起因することを強く示唆するものである。
N.KMTF:

レシーバ関数振幅

c = 0.092±0.007

0.2

0.1

標準変換波振幅

0.0
補正済
0

90

180

270

360

地震波到来方向(°)

図 14

N.KMTF 観測点における最小二乗解析の結果（赤線）。青点は個々のレシーバ関数により求められた変換波振幅の分布、誤差棒の付いた桃色の丸は、地震波到来方向に応じて５度ごとの範囲で求めた変換波振幅の平均値とその標準偏差を表す。求まった標準変換波振幅（バイアス値）を破線で示す。

海洋モホ面の深さ [km]標準変換波振幅

30

40

50

60

0.10

0.05

ノイズレベル
0.00

4

5

6

7

直達P波からの経過時間 [s]図 15

直達 P 波到着から変換波到着までの経過時間に対する標準変換波振幅の分布。誤差

棒は標準偏差に相当する。最小二乗解析において残差が大きい観測点については、白抜
きのシンボルで示した。
４）稠密地震計アレイ観測による深部低周波微動活動の調査
a) はじめに
深部低周波微動（以下、微動）現象は、プレートが固着している領域よりも陸域深部側で発生していることから、プレート境界型地震の震源域の下限を規定するための重要な情112

報になりうる。また、微動活動と同期するようにスロースリップが発生することも観測されており（例えば、Obara et al, 2004）、プレート境界型地震のひずみ蓄積過程から解放（地震発生）における一連のサイクルの全体像を把握する上で、微動現象について理解を深めることは非常に重要である。
本研究では、微動活動が活発な四国西部を対象とし、深部低周波微動活動の特徴、とりわけ微動のセグメント性やセグメント間の移動（連動性）、スラブ構造との関係を理解することを目的とした稠密地震計アレイ観測を行った。本節では、その解析結果についてまとめる。
b) 観測の概要と解析方法
本研究では、微動活動が活発な四国西部を対象に、大小合わせて５つの地震計アレイを展開し、2011 年２月から６月まで観測を実施した（図 16）。大アレイ（アレイ 1）は、
30 観測点から構成される。アレイ口径は２km で、平均観測点間隔は 200m である。他の４つ（アレイ２～アレイ５）は小アレイであり、それぞれ９観測点から構成される。アレイ
口径は 800m で、平均観測点間隔は 150m である。大アレイは微動の帯の南側に配置し、小アレイは大アレイを取り巻くように 20～30km 間隔で配置した。各観測点には、データ収録装置（計測技研製 HKS-9550 及び HKS-9500）と固有周期２ Hz の三成分短周期地震計（Chongqing Geological Instrument Factory 社製 CDJ-S2C-2 及び Sercel 社製 L-22D-3DL）を設置した。全ての観測点において、200Hz サンプリングにて連続データを収録した。

113

図 16

地震計アレイ配置図。四国西部を対象に、大小５つのアレイを展開した。大アレイ

は微動の帯の南側に配置し、小アレイは大アレイを取り巻くように 20～30km 間隔で配置した。
解析には、Schmidt (1986)による MUltiple SIgnal Classification (MUSIC) 法を用いた。MUSIC 法はある時間毎に各観測点での波形データから共分散行列 Rxx を作成し、その固有値、固有ベクトルを用いる手法である。一般に Beamformer 法に比べて分解能が高い。
解析では、 x, y 方向それぞれ 0.05 s/km 刻みのスローネスを用い、ウィンドウ幅は６秒、時間シフトは３秒で計算を行った。波形データには２～４Hz の帯域通過フィルターを適
用した。

114

c) MUSIC 解析例
図 17 に、微動の観測波形例を示す。微動波形は明瞭な立ち上がりを持たない波群によって構成されているが、ほぼ同時に同様の波群を複数の観測点で確認できることから、通常の地震とは区別して微動を検出することができる。図 18 にその上下動成分を解析したアレイ
毎の MUSIC スペクトラムのスナップショット例を示す。図 18 の地図中に、ハイブリッド法（Maeda and Obara, 2009）によって決定された微動の位置を示す。大アレイ（アレイ１）
ではスペクトラムに局所的な集中が見られ、比較的ピークがはっきりしている。またピークの方向はその微動源の方向を指し、その見かけ速度は 5.9 km/s である。入射した波は伝
播速度 3.4 km/s の S 波であると仮定すると、入射角は 35 度となり、おおむね微動源の位置と一致する。一方、小アレイ（アレイ２～アレイ５）では、スペクトルの集中が弱く強振幅域は広がりを持ち、ピークが不明瞭である。ただし、ピークの方向はおおよそ微動位
置に向いている。アレイ５では、スペクトルにピークが２つあるが、記録波形で明瞭な微動活動を確認することは難しいことから、必ずしも微動のシグナルを示しているとは言えない。
以下では、比較的高い解像度でスペクトラムの推定ができている大アレイ（アレイ１）の解析結果を示す。また、３秒毎に作成された MUSIC スペクトラムは、それより１～９ス

図 17

微動の観測波形例。２～６Hz の帯域のバンドパスフィルターを適用した。
115

図 18

微 動 を 解 析 し た 各 ア レ イ の MUSIC ス ペ ク ト ラ ム の ス ナ ッ プ シ ョ ッ ト 。 各 図 はMUSIC スペクトラム最小値からの差を表示している。横軸、縦軸はそれぞれ東西方向、南北方向のスローネスを示す。左下の地図中に微小地震の震央を星印で示す。
テップ前(３～27 秒前)の９個の MUSIC スペクトラムとともにスタックし、１個の MUSIC ス
ペクトラムを作成することによって、スペクトラムの安定化を行った。
d) 2011 年５月の微動活動と MUSIC 解析結果
2011 年５月、四国西部において比較的規模の大きな微動活動が発生した。本活動は、2010
年 12 月以来約５か月ぶりの顕著な活動であった。図 19 に 2011 年５月 20 日から 24 日までの期間に、ハイブリッド法解析（Maeda and Obara, 2009）によって求められた微動源の分布を示す。５月 20 日に始まった活動は、21 日に最も活発になり、その後徐々に活動度が低下し、24 日にはほぼ終息した。さらに微動活動の空間推移に注目すると、５月 20 日に微動分布のほぼ中央付近で始まった活動は、その後 21 日に北西方向に進み、続いて 22 日には東北東側と南西側に広がった。また、23 日には東北東側と南西側への拡大は続き、さらに南東側にも広がって終息している。この微動活動の際には、複数の Hi-net 観測点で傾斜変化が同時に観測された（図 20 右；木村・廣瀬, 2011）。木村・廣瀬（2011）は、その傾斜変化データからスロースリップイベントの断層モデルを推定した。その結果を図 20左に示す。断層位置は四国西部の微動活動が活発な領域とよく対応する。断層面の大きさ
は長さ 65 km、幅 30 km であり、すべり量は 1.1 cm と推定された。スロースリップイベン
トのモーメントマグニチュードは 5.9 であった。
2011 年５月 20 日から５月 24 日までの大アレイのデータを解析し、その MUSIC スペクト
ラムのピーク位置を地図上に投影した結果を図 21 に示す。スローネス空間から地図上への投影に際しては、自然地震データの震央位置と MUSIC スペクトルピークの対応リストを作
116

成し、位置補正を行った。

図 192011 年５月 20 日～５月 24 日までのハイブリッド法解析（Maeda and Obara, 2009）

による微動分布。

図 20（左）観測された傾斜変化ベクトル（青矢印）、推定されたスロースリップイベン

トの断層モデル（赤矩形・矢印）、モデルから計算される傾斜変化ベクトル（白抜き矢印）を示す。橙丸は１時間ごとの微動エネルギーの重心位置、茶星印は深部超低周波地震の震央をそれぞれ表す。すべり角はプレート相対運動方向に固定している。
（右）2011
年５月 15 日～27 日の傾斜時系列。上方向への変化が北・東下がりの傾斜変動を表す。
BAYTAP-G による潮汐・気圧応答成分除去及びリニアトレンド除去を実施した。気圧応答除去においては、宇和島での観測値を使用した。点線で示した期間の傾斜変化ベクトルが左図に示されている。（木村・廣瀬, 2011）
図 21 には、２時間毎に MUSIC スペクトラムをスタックした結果及び Obara et al. (2010)の方法によって推定された微動の震央位置を示す。MUSIC スペクトラムをスタックすることにより、微動活動の頻度（活動度）分布を示すことができる。20 日の 12:00～24:00 で117

は図の中央部とそこから離れた北西方向の場所にピークが存在している（図 21 上段左）。
その後の 12 時間では、北西方向にあったピークは消え、中央部付近のピークだけが残る（図21 上段中央）。その後、南側と北東側に広がりを見せ、ピーク分布は最大の広がりになる（図 21 上段右と中段左）。その後、ピークは北東付近に移動し、微動活動の最初から見られた中央部のピークは 23 日 12:00～24:00 で消滅する（図 21 中段中央）。一方、23 日の 0:00
～12:00 から中央部のピークから離れた南東域で活動が始まり、その後、24 日の 12:00～
24:00 で終息する（図 21 中段右と下段左と下段中央）。この期間中の MUSIC スペクトラムを全てスタックした図を図 21 下段右に示す。前述でいくつかの活動域が現れていたが、全てをスタックすることによって、そのピーク域が、おおよそ３つに分かれていることがわかる。中央部のピーク域が最も大きく、それから離れて北西側と南東側に小さいピーク域が存在する。このことから、微動活動は均質的に発生しておらず、微動活動頻度が高い複数のパッチが存在することが明らかになった。

図 21

12 時間毎に MUSIC スペクトラムをスタックした図。黒点は Obara et al. (2010) 22)

による方法によって期間内（2011/5/20～5/24）に推定された微動震央を示す。右下の
図は、全ての MUSIC スペクトラムをスタックした図を示す。
一方、MUSIC スペクトラムと微動震央を比較すると、ピークの中心と震央分布の中心にずれが存在する場合があることがわかる（図 21 下段右）。両者の分布形状にも違いがあり、
118

MUSIC スペクトラムでは、微動震央分布と比べて南西方向に広がりがない。この原因として、観測を実施した期間が短く、投影補正の参照データに用いた自然地震の数が少ないため、位置補正が不十分である可能性が挙げられる。また、ピーク分布による解析はアレイ
１のデータだけを使っている。このため、アレイ１から遠い南西方向にある遠い微動活動
については、十分な分解能を有していない。ただし、現在確認されるパッチの分布に関しては、アレイからみて同じ方向に離散的に分布しているため、その結果の信頼性は高い。
次に、この微動活動度が高いパッチに着目する。Shelly et al. (2007)や Brown et al.
(2009)等のこれまでの研究から、微動活動はプレート境界付近で発生していることが明らかになりつつある。微動活動がプレート境界上で発生していると仮定すると、微動活動のパッチはプレート境界上の微動を発生させるアスペリティを見ていると考えられる。微動
活動度の高い複数のパッチの存在は、Ghosh et al. (2012)により、北米の Cascadia 地域
でも報告されている。Ghosh et al. (2012)は、微動活動の時空間変化から、パッチの分布が密に存在する場所では、スロースリップのすべり速度が遅く、パッチの存在がほとんどないところでは速くなると主張している。今回、四国西部でも複数のパッチが存在することが明らかになった。このことは、南海地震が発生した場合、地震時のすべり域が現在の微動活動がある遷移領域にまで及ぶとするならば、パッチの分布によって、すべり速度が抑制される可能性がある。つまり、パッチの詳細分布が明らかになれば、すべり分布の広がりを把握することができる可能性がある。パッチの詳細分布はもちろん、パッチのすべりへの影響を検証するためには、今後、複数のエピソードのケースデータを集める必要がある。また、パッチのすべり速度に依存した影響の有無についても調べていく必要がある。
e) 東北地方太平洋沖地震直後の誘発微動
四国地方では、2011 年３月 11 日の東北地方太平洋沖地震（Mw9.0）の直後に、地震波によって誘発されたと考えられる微動現象が Hi-net 等で観測された（Enescu・他, 2011; 小原・松澤, 2011）。図 22 に、小原・松澤（2011）により求められた誘発された微動の震央位置の分布を示す。この微動は、同地域で通常観測される深部低周波微動と比べて高周波成分(8Hz 以上)の振幅が顕著である一方、低周波成分は本震の波の振幅が大きいこともあ
り明瞭でない（図 23）。また、震央位置はエンベロープの解析から四国西部及び中部の深部低周波微動発生域付近に決定されるものの（図 22）、その深さについては不確定性が残る。この誘発微動のより詳細な特徴を調べるため、アレイ観測で得られたデータを用いて解析を行った。以下、解像度が高い大アレイのデータについて、上下動成分に２～４Hz の帯域通過フィルターをかけて解析を行った結果を示す。
本震の波の到達（14:48 頃）から 14:51 頃までの波の到来方向は主として本震の方向であるが、微動が見られた時間帯には到来方向がばらつき、西方向（-90 度付近）にも MUSIC
スペクトルのピークがみられる（図 24）。実際、この時間帯の MUSIC スペクトルをみると、本震方向に加え四国西部の微動源方向から波が来ていることがわかる（図 25）。つまり、アレイ解析からこの微動が高周波だけでなく２～４Hz といった低周波数帯のエネルギーも含むことが示された。また、これらの波の見かけ速度は比較的速く、例えば図 25 左上に示した結果では、微動源方向からの見かけ速度は約６km/s となる。３月４日に、今回の誘発微動の震央位置よりアレイ１にやや近いところで通常の深部低周波微動が発生していた119

が、この微動による見かけ速度は約７km/s であり、このことから誘発微動が通常の深部低周波微動と同様な場所で発生した現象であることが示唆される。

図 22

機動観測で配置した各アレイの位置（赤丸）と 2011 年東北地方太平洋沖地震の地

震波によって誘発された微動の震央位置（青星印）。灰丸は、ハイブリッド法（Maeda andObara, 2009）の結果に Obara et al. (2010)の方法で、クラスタリング処理をして得られた深部低周波微動の微動源分布。（小原・松澤, 2011）

図 23

東北地方太平洋沖地震発生直後のアレイ観測波形。各アレイで捉えられた地震波形について、各帯域について帯域通過フィルターを施したもの。２-４, ４-８Hz では、東北地方太平洋沖地震による直達波が卓越するが、８-16Hz では誘発微動が顕著にみられ
る。
120

図 24

アレイ１において MUSIC 法によって推定された、地震波の到来方向の時系列。上段は 2011 年３月 11 日の１日間の図、下段は地震前後の 20 分間の拡大図。地震波到達に伴い、東方向から見かけ速度の速い波が到来する。誘発微動がみられた時刻には、この波に混ざって、より見かけ速度の速い波の到来も検出されている。

121

図 25

MUSIC 法によるアレイ解析結果の例。色は MUSIC スペクトル振幅（スローネス平面

上の平均値で規格化）を示す。
(d) 結論ならびに今後の課題
陸域に展開されている既存の地震観測網に加え、６カ所に広帯域地震計を用いた長期機
動観測点を整備し、南海トラフ海溝型巨大地震の浅部境界付近で発生する浅部超低周波地震の発生様式の解明や陸域深部に沈み込むフィリピン海プレートの性状に関する調査を行った。研究期間前半の 2009 年～2010 年に紀伊半島沖から室戸岬沖周辺及び日向灘で活発な浅部超低周波地震が発生した。このうち、2010 年の日向灘から足摺岬沖で発生した活動に対して、波形相関を用いた解析を実施した結果、浅部超低周波地震震央の詳細な移動の様子を把握することに成功した。この結果は、浅部超低周波地震発生域で、これまで知られていないスローイベントが発生している可能性を示唆するものである。
これらの観測点で得られた遠地地震記録を用いた解析に基づき、新たな海洋モホ面形状
モデルを検討した。このモデルでは、紀伊水道周辺に沈み込むフィリピン海プレートが弱面を形成していると仮定し、この弱面でプレートが断裂している可能性を議論した結果、紀伊水道を含む和歌山県西部から四国東部の範囲で変換波振幅が不明瞭になるものの、断裂の可能性は否定出来ないことを確認し、断裂がある場合の海洋モホ面形状モデルを提示した。また、紀伊半島における海洋モホ面における地震波速度の差は、プレートが沈み込
むにつれて小さくなり、深部低周波微動が発生している周辺よりも深部でほぼ一定になることを発見した。このことは、深部低周波微動発生に強く関与する海洋地殻の脱水現象を捉えた可能性がある。
プレートが固着している領域よりも陸域深部側で発生している深部低周波微動の特徴を把握することを目的に、微動活動が活発な四国西部等を対象とした稠密な機動的地震観測を実施した。その結果、微動活動は均質的に発生しておらず、微動活動頻度が高い複数のパッチが存在することが明らかになった。微動活動のセグメント性やセグメント間の連動現象を把握するためには、このようなパッチのさらなる検出ならびにパッチ周辺の詳細な地下構造の把握が今後の課題となる。また、東北地方太平洋沖地震によって誘発された
122

微動活動があることを確認するとともに、その活動域は、通常の微動活動と同じ場所で発生していたことを示した。このことは、今後の深部低周波微動の発生メカニズム解明につながる重要な観測事実である。
最近、Hirose et al. (2010) は、日向灘周辺で発生する超低周波地震と長期的なスロースリップ及び深部低周波微動が約６年に１度の間隔で連動していること、この活動が南海トラフ沿い海溝型巨大地震発生時における震源域の拡大や地震発生の準備過程に影響を与えている可能性を指摘した。このことは、想定されている南海トラフ沿い海溝型巨大地震の震源域を評価する上で、浅部超低周波地震活動モニタリング精度の向上に努める必要があることを意味する。また、深部低周波微動活動については、その活動様式を正確に捉えることにより、セグメント（パッチ）ごとの連動性評価や巨大地震震源域の深部境界推定の高精度化につながる。そのためには、本件で実施したような稠密地震観測を実施し、深部低周波微動の震源位置について、その深さを含めて特定するとともに、沈み込むプレートと陸側のモホ面との詳細な位置関係や、微動の活動度と地下構造の違い等について議論を進めなくてはならない。また、このような観測を通じて微動域での詳細な活動状況を把握することにより、現在の定常観測網では検知できないようなスロースリップイベントの有無の検討を行うとともに、プレート収束速度との対比を通じ、微動域が巨大地震発生時の震源（高周波地震動励起源）になりうるのかを評価する必要があろう。
(e) 引用文献
1) Ando, M., Source mechanism and tectonic significance of historical earthquakes
along the Nankai Trough, Japan, Tectonophysics, 27, 119－140, 1975.
2) Asano, Y., K. Obara, and Y. Ito, Spatiotemporal distribution of very-low
frequency earthquakes in Tokachi-oki near the junction of the Kuril and Japan
trenches revealed by using array signal processing, Earth, Planets Space, 60,
871－875, 2008.
3) 浅野陽一・小原一成・松澤孝紀・廣瀬仁, F-net 記録の波形相関解析によって明らかになった 1998 年以降の十勝沖における超低周波地震活動，日本地震学会 2010 年秋季
大会講演予稿集，B22-11, 2010．
4) Brown, J.R., G.C. Beroza, S. Ide, K. Ohta, D.R. Shelly, S.Y. Schwartz, W. Rabbel,
M. Thorwart, and H. Kao, Deep low-frequency earthquakes in tremor localize tothe plate interface in multiple subduction zones, Geophys. Res. Lett., 36,
doi:10.1029/2009GL040027, 2009.
5) Enescu, B.・浅野陽一・遠田晋次・Z. Peng・青井真・鈴木亘・松澤孝紀・小原一成・
田中佐千子・汐見勝彦・武田哲也・木村武志, 2011 年東北地方太平洋沖地震による地震の静的・動的トリガリング, 日本地球惑星連合 2011 年大会, MIS036-P68, 2011.
6) 福山英一，石田瑞穂，D.S. Dreger，川井啓廉, オンライン広帯域地震データを用いた完全自動メカニズム決定，地震 2, 51, 149－156, 1998．

1237) Ghosh, A., J.E. Vidale, and K.C. Creager, Tremor asperities in the transitionzone control evolution of slow earthquakes, J. Geophys. Res., 117, B10301,
doi:10.1029/2012JB009249, 2012.
8) Hacker, B. R., S. M. Peacock, G. A. Abers, and S. D. Holloway, Subduction factory,
2, Are intermediate-depth earthquakes in subducting slabs linked to metamorphic
dehydration reactions?, J. Geophys. Res., 108, 2030, doi:10.1029/2001JB001129,
2003.
9) Hirose, H., Y. Asano, K. Obara, T. Kimura, T. Matsuzawa, S. Tanaka, and T. Maeda,
Slow earthquake linked along dip in the Nankai subduction zone, Science, 330,
1502, doi:10.1126/science.1197102, 2010.
10) Ide, S., K. Shiomi, K. Mochizuki, T. Tonegawa, and G. Kimura, Split Philippine
Sea

Plate

beneathJapan,

Geophys.

Res.

Lett.,

37,

L21304,

doi:10.1029/2010GL044585, 2010.
11) 石橋克彦・佐竹健治, 古地震研究によるプレート境界巨大地震の長期予測の問題点－
日本付近のプレート沈み込み帯を中心として－, 地震 2, 50 別冊, 1－21, 1989.
12) Ito, Y., and K. Obara, Dynamic deformation of the accretionary prism excites verylowfrequency

earthquakes,

Geophys.

Res.

Lett.,

33,

L02311,

doi:10.1029/2005GL025270, 2006.
13) Ito, Y., S. Sekiguchi, T. Okada, R. Honda, K.Obara, and S. Hori, Performance ofregional distance centroid moment tensor inversion applied to the 2004
mid-Niigata prefecture earthquake, Japan, Geophys J. Int., 167, 1317 － 1331,
2006.
14) Ito, Y., K. Obara, K. Shiomi, S. Sekine, H. Hirose, Slow earthquakes coincident
with episodic tremors and slow slip events, Science, 315, 503－506, 2007.
15) 地震調査研究推進本部，日向灘及び南西諸島海溝周辺の地震活動の長期評価，pp. 57，
2004．
16) 木村武志・廣瀬仁, 西南日本における短期的スロースリップイベント(2010 年 11 月～
2011 年５月), 地震予知連絡会会報, 86, 474－479, 2011.
17) Maeda, T., and K. Obara, Spatio-temporal distribution of seismic energy radiationfrom low-frequency tremor in western Shikoku, Japan, J. Geophys. Res., 114,
B00A09, doi:10.1029/2008JB006043, 2009.
18) Matsubara, M., K. Obara, and K. Kasahara, Three-dimensional P- and S-wave
velocity structures beneath the Japan Islands obtained by high-density seismic
stations by seismic tomography, Tectonophysics, 454, 86－103, 2008.
19) Obara, K., and Y. Ito, Very low frequency earthquake excited by the 2004 off theKii peninsula earthquake: A dynamic deformation process in the large accretionary
prism, Earth Planets Space, 57, 321－326, 2005.
20) 小原一成・松澤孝紀, 2011 年東北地方太平洋沖地震直後に誘発された西日本における微小地震・微動活動, 日本地震学会 2011 年秋季大会, P3–02, 2011.
12421) Obara, K., H. Hirose, F. Yamamizu, K. Kasahara, Episodic slow slip events
accompanied by non-volcanic tremors in southwest Japan subduction zone, Geophys.
Res. Lett. 31, L23602, doi:10.1029/2004GL020848, 2004.
22) Obara, K., S. Tanaka, T. Maeda, and T. Matsuzawa, Depth‐dependent activity ofnon ‐ volcanic tremor in southwest Japan, Geophys. Res. Lett., 37, L13306,
doi:10.1029/2010GL043679, 2010.
23) Ohkura, T., Structure of the upper part of the Philippine Sea plate estimatedby later phases of upper mantle earthquakes in and around Shikoku, Japan,
Tectonophysics, 321, 17－36, 2000.
24) Okino, K., Y. Shimakawa, and S. Nagaoka, Evolution of the Shikoku basin, J.
Geomagn. Geoelectr., 446, 463－479, 1994.
25) Peacock, S. M., Thermal and metamorphic environment of subduction zone episodic
tremor and slip, J. Geophys. Res., 114, B00A07, doi:10.1029/2008JB005978, 2009.
26) Schmidt, R., Multiple emitter location and signal parameter estimation, IEEE
Trans. Antennas Propag., 34, 276－280, doi:10.1109/TAP.1986.1143830, 1986.
27) Shelly, D. R., Beroza, G. C. and Ide, S., Non-Volcanic Tremor and Low Frequency
Earthquake Swarms, Nature, 446, 305-307, doi:10.1038/nature05666, 2007.
28) Shiomi, K. and J. Park, Structural features of the subducting slab beneath theKii Peninsula, central Japan: Seismic evidence of slab segmentation, dehydration
and anisotropy, J. Geophys. Res., 113, B10318, doi:10.1029/2007JB005535, 2008.
29) Shiomi, K., M. Matsubara, Y. Ito, and K. Obara, Simple relationship between
seismic activity along Philippine Sea slab and geometry of oceanic Moho beneathsouthwest Japan, Geophys. J. Int., 173, 1018－1029, 2008.
30) 高 橋 雅 紀 , フ ィ リ ピ ン 海 プ レ ー ト が 支 配 す る 日 本 列 島 の テ ク ト ニ ク ス , 地 学 雑 誌 ,115, 116－123, 2006.
31) 上野寛, 畠山信一, 明田川保, 舟崎

淳, 浜田信生, 気象庁の震源決定方法の改善－浅部速度構造と重み関数の改良－, 験震時報, 65, 123－134, 2002.
32) Ueno, T., T. Shibutani, K. Ito, Configuration of the continental Moho andPhilippine Sea slab in southwest Japan derived from receiver function analysis:
relation to subcrustal earthquakes, Bull. Seism. Soc. Am., 98, 2416－2427, 2008.
33) 八木勇治・菊地正幸・吉田真吾・山中佳子，1968 年４月１日，日向灘地震（MJMA 7.5）の震源仮定とその後の地震活動との比較，地震 2， 51， 139－148，1998．
34) Yagi, Y., M. Kikuchi, T. Sagiya, Co-seismic slip, post-seismic slip, andaftershocks associated with two large earthquakes in 1996 in Hyuga-nada, Japan,
Earth Planets Space, 53, 793－803, 2001.

125

3.5 サブプロジェクト 1-5
地殻媒質モデルの研究
担当：国立大学法人東京大学

126

(１) 業務の内容(a) 業務題目
地殻媒質モデルの研究(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人東京大学大学院新領域創成科学研究科

教授

杉田

精司

国立大学法人東京大学大学院新領域創成科学研究科

特任研究員

桑谷

立

国立大学法人東京大学大学院新領域創成科学研究科

講師

関根

康人

独立行政法人海洋研究開発機構

領域長

鳥海

光弘

(c) 業務の目的
プレート境界域で得られた、最新の精密な地下構造、温度構造、地震波異方性、トモグラ
フィ構造、微小地震統計の地域的変化、さらに延長上にある陸域の地質構造などのマクロスケールな不均質構造と、地殻物質岩石の弾性波速度情報、陸域の岩石試料解析から得られる
亀裂分布の特徴など、ミクロスケールの媒質情報を有機的に組み合わせる方法の開発研究を行う。さらに、明らかにされた複合的な媒質構造の上に、プレート境界に特有な巨大断層沿いの破砕帯構造を重ねた３次元媒質評価により、東海－東南海―南海から日向灘のプレート境界域に関する連動性の数値媒質評価モデルを構築する。この数値媒質評価モデルを総合的な南海トラフ沿いの地殻活動評価ならびに信頼度の高い地震発生サイクルシミュレーション
研究に反映する。
(d) ５ヵ年の年次実施業務の要約
１) 平成 20 年度：
次元圧縮研究及び物質調査研究の準備研究を行った。
２) 平成 21 年度：
次元圧縮研究によるマクロ媒質評価を行った。
３) 平成 22 年度：
地震波速度構造データについてベイズ逆解析法による数値媒質評価を行った。
４) 平成 23 年度：
次元圧縮研究、ベイズ逆解析研究、物質調査研究による総合的な媒質評価を行った。
５) 平成 24 年度：
調査観測のまとめを行った。

127

(２) 平成 20～24 年度の成果(a) 業務の要約
プレート境界域で得られた、様々な地球物理学・地質学データを有効に利用し有機的に組み合わせることで、地殻媒質を評価することが本業務の目的である。本業務では、機械学習などの情報科学的な手法を地球科学分野に導入することで次元圧縮研究・ベイズ逆解析研究を進めると共に、西南日本に分布する丹沢変成岩と三波川変成帯の物質調査研究を並行して進めた。次元圧縮研究の結果、西南日本における微小地震率などの時空間での連続観測量から、媒質の空間連結性（連動性）の様式とその時間変化を解明した。また、自己組織化マップ法を応用することで、速度構造モデル、地震波散乱特性についての不均質構造について定性的な理解が可能になり、境界域と内陸地殻内部でのダメージ構造が見えてきた。
また、ベイズ逆解析研究では、マルコフランダム場逆解析法を用いて、西南日本や東北日
本沈み込み帯の流体量分布及びクラックの形状分布を明らかにした。さらに、物質調査研
究により、岩石の脱水・変成作用が支配する構成鉱物・流体を含むクラック構造などのミクロ媒質がマクロ地殻媒質と密接に関連していることを明らかにした。本業務で開発した様々な解析手法は、今後の地殻媒質評価のキーテクノロジーになることが期待できる。
(b) 業務の実施方法
マクロスケール及びミクロスケールの媒質情報を抽出すると共に、それらを有機的に組み合わせる方法を開発することで、数値媒質評価モデルを構築するため、以下に詳述する
１)次元圧縮研究、２)ベイズ逆解析研究、３)物質調査研究のそれぞれを並行して進めた。
これらの研究を進める過程で、情報取得研究として、他機関の様々な研究グループ(JAMSTEC、 東北大学、東京工業大学、広島大学など)とワークショップとセミナーを開催
し議論及び情報交換を行った。また、情報科学分野のグループなどとも、自己組織化マップ法やベイズ統計を用いた機械学習法についてのワークショップや情報交換を行った。
また、本業務で得られた研究結果を、国内外の諸学会（地球惑星科学連合大会、日本地質学会、アメリカ地球物理連合秋季大会、ニューロコンピューティング研究会など）や各
種シンポジウム、セミナー等（変成岩シンポジウム、圧縮センシングシンポジウム、地震
研金曜日セミナー、資源素材学会など）において発表すると共に、新たな専門的知見を得て、成果の取りまとめに反映させた。
１)次元圧縮研究
地殻媒質評価の実践的スキームの第一として、微小地震活動度の時空間系列パターンの次元圧縮により、特徴的数理として空間モード（場所的特徴）と時間モード（時間変動）を抽出する研究を行った。また、手法の妥当性及び有効性を確認し、さらにリアリティ化・数値予測に繋げるため、数値計算による人工微小地震率変動データの解析テストも行った。
多次元データを効果的に次元圧縮し可視化する非常に有効な手法である自己組織化マップ（Kohonen, 2001 など）を用いた研究を行った。自己組織化マップ法では、多次元データを元のデータのトポロジーを残したまま２次元に次元圧縮する有効な可視化ツールで128

ある。まずは、日本列島全体の地下の多様な地球物理学データを入力することが可能な３次元空間グリッドを構築した。そして、自己組織化マップのアルゴリズムを作成した。そこに、媒質評価のための基礎データとして地震波速度データ(Matsubara et al., 2008)や
地震波速度ゆらぎ(Takahashi et al., 2009)や微小地震（JMA1）などの観測データを適用
し、結果をイメージ化した。また、自己組織化マップ法を応用し、岩石の地震波速度実験
値と理論値を組み合わせることで、定量的な媒質評価を行う方法について検討した。
２)ベイズ逆解析研究
次元圧縮研究で得られるマクロ次元圧縮図を定量的なものにするために、さらにミクロ媒質評価を可能にするために、東京大学新領域創成科学研究科岡田真人教授のグループと共同して、ベイズ統計的手法の一種である MRF (Markov random field)モデル(Geman andGeman, 1984)を、地震波速度構造を用いた媒質評価解析手法の構築を行った。MRF モデルとは画像処理などによく用いられる方法で、知りたい物理量の空間（時間）分布についてある程度の連続性を仮定することで、観測データより未知変数の方が多いような不定問題
や、観測データに大きな誤差が含まれるような問題について、最適な推定を可能にする。
はじめに、MRF 手法の有効性を検証するために、人工で作成した岩石中の流体量及び形態の空間分布を、観測地震波速度データ(Vp, Vs)から逆解析するテストを行った。次に、日本列島下の地震波速度構造データ(Matsubara et al, 2008)に本手法を適用することで、東海－東南海―南海から日向灘のプレート境界域や、多数の地球物理学観測や先行研究が行われている東北日本地域の流体量とその形状分布を分離・イメージングした。また、有効性と適用限界について考察を行った。
上記で開発した MRF 手法では、断層や岩相境界などの不連続な境界を持つ構造について適用不可能である。そこで、情報統計力学の最新の知見である隠れ状態推定モデルを拡張することで、岩石の不均質な構造やミクロ構造評価が可能になるモデルを開発した。また、大量の実データに適用する際に不可欠である最適化計算の高精度高速化する決定論的なア
ルゴリズムを新たに開発した。
さらに、プレート境界の詳細な物質構造及びテクトニクスの解明を促進するため、MRF
モデルを用いた岩石の温度圧力経路復元法を開発した。具体的には、温度圧力履歴の連続性を利用し、MRF モデルを微分熱力学手法（ギブス法）(Spear, 1993)に応用することで、岩石の温度圧力経路精密復元手法の開発を行った。また、この温度圧力経路決定法を地質
温度圧力計に応用することで、非常に汎用性のある温度圧力決定法を開発した。
３)物質調査研究
プレート境界における地下深部の物理・化学過程を最も状態よく保存している丹沢地域と四国三波川地域を対象に、地質学的・岩石学的調査を行った。丹沢地域に関しては、これまでに得られた地質学的・岩石学的調査の結果を総合することで、丹沢山地の地殻構造
及びテクトニックモデルの構築を行った。また、継続して行ってきた四国三波川高変成度
地域の岩石学的・地質学的調査の結果を総合して、天然の変成岩から流体の挙動を実証的・定量的に明らかにする手法の開発を行った。具体的には、五良津エクロジャイト岩体に適129

用し吸水変成作用の定量化を行った。また、変成岩の持つ縞状構造や鉱物の累帯構造などから、化学反応を特定し物質移動量を逆解析する新手法の開発を行った。さらに、物質調査研究として、化学平衡熱力学を用いた沈み込みに伴う岩石・鉱物のプレート境界部脱水
変成作用のシミュレーションを行った。

130

図１ 微小地震率変動のモデル化。各場所における微小地震率変動 X を、スパイク生成システムとみなし、地震発生に関わる物理量（p,s,h：例えば流体圧やポロシティなど）の関数と考える。
(c) 業務の成果
１)次元圧縮研究
微小地震活動度の時空間系列パターンの次元圧縮により、特徴的数理として空間モード（場所的特徴）と時間モード（時間変動）を抽出する研究を行った。微小地震の時間変動は、図１のようにある物

図 2 沈み込む海洋プレート上で定義された微小地震率 Xk の時空間相関の計算。

理量が入力されたときのスパイク生成シ
ステムによる出力と考え、地震発生に関わる物理量（p,s,h：例えば流体圧やポロシティなど）の関数であると単純化することとする。沈み込む海洋プレート上に沿って、0.5°×0.5°の範囲を持つある地点 k の微小地震率 Xk を１ヶ月あたりの微小地震数と定義すると、ある時間 t における微小地震率ベクトルは、X(t)=(X1(t),X2(t),...,Xk(t),...,Xn(t))と表現できる（図２）。ここで n は総グリッド数である。この微小地震率の時空間相関を、空間モードと時間モードのそれぞれにおいて、最も分散を大きくし、さらに直交するように分解する主成分分析的な手法である。

図３ フィリピン海プレート内部の微小地震（時間範囲：1998 年から 2010 年、震度２以上）。図の太線四角形内の範囲を本研究では対象とした。
131

図４ 次元圧縮解析によって得られた空間モードとその時間変動。
本研究では図３に示したように、南海トラフ沈み込み帯における 1998 年から 2010 年、震度２以上の範囲を対象とし解析を行った。その結果、微小地震変動に対する空間モードと時間変動を得た。主要なモードの例を図４に示す。Z1 成分は、その空間モードが紀伊半島沖のみに異常成分が見られることと、75 ヶ月目からのスパイク的な時間変動が示すように余震過程を表すモードである。また、Z6 成分はおよそ年周期を示している。Z3 成分については、55 ヶ月目からの 65 ヶ月目にかけてのゆっくりとした時間変動を示しており、連動性に関わるモードとして注目される。このように、時空間データに対する次元圧縮法の開発により、西南日本における微小地震率などの時空間での連続観測量から、媒質の空間連結性（連動性）の様式とその時間変化を解明することが可能になった。さらに、手法の妥当性及び有効性を確認し、さらにリアリティ化・数値予測に繋げるため、数値計算による人工微小地震率変動データの解析テストも行っている。
ニューラルネットワークの一種である自己組織化マップ（Kohonen, 2001）を用いた研究を行った。ニューラルネットワークとは、脳の神経系を模擬して、単純な演算機能を持
つニューロンをネットワーク状に結合することで複雑な演算機能を可能にした数学モデルである。ニューラルネットワークは、その「非線形性」・「学習能力」・「並列性」などの特徴から、汎用性に優れた高い関数近似能力を有し、大量のデータ群を活用することが可能である。そのため、最適化問題・逆問題の解析、力学系の再構築、データマイニングなど132

に積極的に用いられている。Kohonen が提唱した自己組織化マップ法は教師なしニューラ
ルネットワークの一種で、多次元データベクトル情報を、トポロジーを保持したまま２次元空間上に次元圧縮する非常に有効な可視化ツールである。多次元データを先験的知識なしにクラスタリングができ分類・解釈などによく用いられる。
本研究では、媒質評価への応用を可能にするために、自己組織化マップの汎用的な計算機プログラムを作成した。アルゴリズムを図５に示す。入力ベクトルデータを十分に学習させた結果、二次元の Kohonen マップ上に格子状に並んだニューロンは、元の入力ベクト
ルデータと同様の情報を持つようになる。Kohonen マップは以下のような性質を持つ。
（１）
ユークリッド距離の近いベクトルデータはマップ上の近くに位置する。
（２）Kohonen マップの各レイヤー（Feature マップ）間のニューロンの強度は各データ種類間の相関関係を示す。したがって、この Kohonen マップを用いることで、データの分類とデータ種類間の関連性の理解が可能になる。本研究ではさらにニューロンに特徴的な色をつける事で日本
列島下の媒質の状態を可視化するためのプログラムを作成した。
日本列島下について、地震波速度データ(Matsubara et al., 2008)や地震波速度ゆらぎ(Takahashi et al., 2009)などの様々な地球物理学データを入力した結果の例を図６、７に示す。(a)は入力データ、(b)は自己組織化マップの計算によって得られた各 Feature マップ、(c)は元の入力データを Kohonen マップの色づけにより再マッピングして得られた媒質評価図である。
岩 石 実 験 及 び 理 論 計 算 か ら 得 ら れ た 地 震 波 速 度 (Christensen, 1996 Hacker et al.,2003)などとの比較から、図６(c)において、青色系統で表された領域は、P 波速度(Vp)、S
波速度（Vs）が共に高いような領域であり、海洋地殻及びマントル岩からなる沈み込むプ
レートを示しているものと考えられる。水色系統で表される領域（Vp,Vs,νが全て低い領域）はカコウ岩もしくは堆積岩のような岩石種から構成されていることが考えられる。一方、赤色系統で表された領域（Vp,Vs が低くνが高い領域）は、クラック状の流体の存在が強く示唆される場所である(Takei, 2002)。図７は、地震波速度データに加えて地震波速
度ゆらぎ(Takahashi et al., 2009)を入力ベクトルとして加えた場合の解析結果である。
パラメータκは不均質性の長さスケールを表しており、流体の存在を示すものと考えられる。この図の場合、赤色の領域（νが低くκが低い）は粒間を濡らすような形態の流体、
紫色の領域（νが高くκが低い）はクラック状の流体が示唆される。このように、様々な地球物理学データを入力することにより、より多くの情報を含んだマクロ構造評価が可能である。
さらに、自己組織化マップの可視化・分類ツールとしての側面だけではなく、定量的な解析の可能性にも検討を行った。その結果、自己組織化マップが部分データに頑健なこと、岩石の地震波速度実験値、理論計算値などを教師データとして利用することで、岩石種の決定とクラック密度・形状などのある程度の定量解析が可能であることも明らかになった。

133

図5

自己組織化マップのアルゴリズム

(a)

(b)

(c)

図６

地震波速度データを入力した結果（文中参照）。(a) 入力データ、(b)コホネンマ

ップ、(c)再マップ結果。

134

(a)

(b)
(c)

図７

地震波速度データとランダム速度ゆらぎデータ２)を入力した結果（文中参照）。

(a) 入力データ、(b)コホネンマップ、(c)再マップ結果。
２)ベイズ逆解析研究
媒質評価をさらに高精度にするために、東京大学新領域創成科学研究科岡田真人教授のグループと共同して、ベイズ統計的手法の一種である MRF (Markov random field)モデルを応用することで、地震波速度構造を用いた媒質評価解析手法の構築を行った。本年度は、MRF 手法を日本列島下の様々な地域の地震波速度構造データ(Matsubara et al., 2008)に本手法を適用することで、地球内部の流体量・形態の空間イメージングを行った。
a) 地震波速度構造からの流体量・形状分離イメージング
ベイズ統計的手法の一種である MRF (Markov random field)モデルを用いて、地震波速度構造を用いた媒質評価解析手法の構築を行った。ここでは、マクロな観測に影響を与えるミクロ媒質評価指数として、岩石の種類、流体の量（空隙率：Φ）、流体の存在形態（アスペクト比：α）などを導入する。MRF モデルとは画像処理などによく用いられる方法で、知りたい物理量の空間（時間）分布についてある程度の連続性を仮定することで、観測データより未知変数の方が多いような不定問題や、観測データに大きな誤差が含まれるような問題について、最適な推定を可能にする。実用的には、正確な物理量変化を抽出するローパスフィルターのような役目を果たす。一般に、観測データにローパスフィルターをかけるときは、解析者の直感と経験に頼ることでその通過周波数帯域を決めてきた。しかし、
135

MRF モデルではベイズ統計的なアプローチにより、観測データの統計的な性質のみから、
適切な通過周波数帯域を客観的に決定することができる。さらに、様々な地質学的情報や観測機器の情報などを事前知識として推定に反映することも可能である。
媒質評価研究の基礎モデルとして、まずはじめに、岩石種と流体の種類（メルト・水）
をあらかじめ仮定したときに、地震波速度構造（Vp, Vs）から流体の量（空隙率：Φ）とその形態（アスペクト比：α）の空間分布を推定する枠組みを開発した。その結果、（１）式のように定義される評価関数を最小にすることで求めたい流体分布が推定可能であることがわかった。

(１)
ここで、

，

は２次元空間（

アスペクト比を、 ＝｛，） 上 の 空 隙 率と｝は地震波速度の誤差による分散と空隙率・アスペクト比の連続性を示す分散をまとめたパラメータ群を、Z は規格化定数を表している。
また、本研究では、地震波速度の空隙率・アスペクト比依存性（、） と し て 、 武 井 に よ っ て 多 孔 質 弾 性 理 論 か ら 得 ら れ た 式 を 用 い た (Takei,
2002)。適切な流体分布の推定には（１）中のパラメータ群（ ：以下ハイパーパラメータと呼ぶことにする）を適切に決定する必要があるが、以下で定義される自由エネルギー関数を最小にするものを選べばよい。

(２)
ここで、Ｃは定数である。
（２）には非常に高次（Ｎ^2）の多重積分が含まれており一般的に計算は困難であるが、MCMC (Markov chain Monte Carlo)法の一種である Metropolis 法(Metropolis et al., 1953)を実装することで解決した。
はじめに，人工データの逆解析テストを行うことにより本手法の妥当性を示した。図８に，人工的に仮定した流体分布と，それをもとに武井の関係により計算された人工観測データ(Vp, Vs)を示した。このデータは観測データに近づけるために，データにノイズを与えている。この観測データのみから，本手法（MRF モデル）によって，流体分布を正しく136

復元できるかどうか，をテストした。図９(a)は，（２）で定義した自由エネルギーを最小化するようなハイパーパラメータの最急降下法による変化の様子を示したものであるが，試行回数が増えるに連れて正しいハイパーパラメータに収束していることがわかる。図９
は，従来行われてきた逆関数を用いて得た結果と，本研究の MRF 手法によって求めた結果を示した。これを図８の正しい流体空間分布と比較すると，MRF 手法によるものとよく一致す
ることがわかる。このように，MRF 手法によって，観測データのみを基に，ノイズを分離して正しい流体分布を推定できることがわかった。
次に，実際に得られた，日本列島下の地震波
速度構造データ(Matsubara et al., 2008)に本手法を適用することで，マントルウェッジ中の流体量・形態の空間イメージングを行った。図
10 の左側に観測データ，右側に MRF モデルによって推定された流体分布を示した。日向灘付近と中国山地付近に流体の多く含まれる場所が認

図 8

仮定した流体の空間分布（Φ，められるが，日向灘ではクラック状に，中国山

α ）（ 上 図 ） と 観 測 デ ー タ （ Ｖ ｐ ， Ｖ

地では粒間に存在することがアスペクト比からｓ）（下図）。

示唆される。

(b)

(a)

図９

(a)ハイパーパラメーターの試行回数による変化. 試行回数が増えるとパラメーター（実線）が正しい解（破線）に近づいていることが確かめられる。
された流体分布（上図）従来手法（逆関数）によって得られた分布法によって得られた分布

137

(b)推定

（下図）本手φ

VP

α
Poisson’s ratio

図 10（左図）観測された深さ 40km の地震波速度構造（上：Vp(km/s)，下：ポアソン比）（右図）MRF モデルによって得られた流体分布（上：空隙率Φ，下：アスペクト比α）
さらに、開発した MRF 手法の有効性や妥当性をさらに検討するために、東北日本マント
ルウェッジに適用した。本地域では、様々な地球物理観測が高精度に行われており、温度分布などの物理量などについて比較的信頼度の高い値が報告されている。また、定量的に媒質評価を行った中島らの先行研究(Nakajima et al., 2005)などがあるため、解析結果の比較ができるので、本 MRF 手法を天
然観測データへ適用するうえで、妥当性や有効性を詳細に検討することが可能である。
松原らによって推定された東北日本弧直下
地震波速度構造(Matsubara et al., 2008)に
MRF 手法を適用した。図 11 は深さ 40ｋｍの
Vp、Vs、Vp/Vs である。解析において参照速度の決定が重要であるが、流体を含まないドライ条件のときの地震波速度として、中島らと同じ Vp=7.9km、 Vs=4.55km を用いた。流体についてはメルトを仮定した。
図 12 は最急降下法の際に推定されたハイパーパラメータの推移である。ノイズの分散、連続性の分散ともある値に収束していること
138

図 11

解析に用いた東北日本の観測

地震波速度構造（深さ 40km）

がわかる。求められたノイズの分散の値は、Vp について 0.061 で、Vs について 0.0038 となっている。この値はトモグラフィ観測で予想されるノイズ（標準偏差で１％程度）よりも大きくなっており、原因について後に考察する。
図 13(a)は MRF 推定によって得られた流体のポロシティとアスペクト比の空間分布を示したものである。図 13(b)に示された従来の決定論的な推定に比べて、ノイズの少ないなめらかな空間分布を示す結果が得られた。火山弧から背弧側で前弧側よりもφ、αともに推定値が高図 12 ハイパーパラメーターの推移。
試行回数を増やすと収束している。

い。これは火山直下で 0.1～0.5 vol.％程度の部分溶融をしており、その形状は岩石と組織平衡しているのではなく、クラック状に分布していることが示唆される。Nakajima et al. (2005)では火山直下において流体量φを１～２ vol.％及びアスペクト比αを 0.02～0.04 と推定している。本研究ではφについては
１ケタ小さい値をとっているが、αについてはおおよそ調和的な結果を示している。これ
らの結果の相違は、主に使用した速度データの違いからくるものと考えられるが、参照条
件や流体の種類、温度構造などを一定とあらかじめ仮定しているなどの不確定性も大きな原因の一つと考えられる。これらのことや速度ノイズの分散が予想よりも非常に大きいことと合わせて考察すると、温度構造や流体の種類などの物理変数、パラメータを新たに未知変数として導入する必要性を示している。
その結果、MRF 手法などのベイズ統計的手法
が地殻媒質評価に関わる広範囲な地球科学分野への応用（たとえば、地震波トモグラフィ、岩石学的温度圧力パス逆解析など）に有効である
ことが明らかになった。これらの結果により、新たなミクロ媒質評価モデルの手法を進めた。
他研究グループと、その結果、ベイズ統計的手法が地殻媒質評価に非常に有効であることが結論された。
b)潜在変数を導入した MRF モデルの開発及び高速高精度化
人工データや自然データへの適用でみてきたように、開発した MRF モデルは、求めたい物理量の空間連続性を仮定することで、不定問題や不確定性の大きい問題に対しても解析を可能にするため、地球内部の媒質評価に対して非常に有効な手法であると考えられる。

図 13 (a)MRF モデルによって推定された流体分布。
(b)従 来 の 決 定論 的 方 法 によ っ て 推 定された流体分布。

139

しかし、一方では、地球内部において岩相境界などの不連続境界が多く存在するため、物理量の空間連続性が成り立たない場合が一般的であると考えられる。また、地震活動の評価などの観点から、断層などの不連続境界を検出することが、地球科学的には非常に重要な課題であると考えられる。地震波トモグラフィ解析などで行われているように、従来の地球物理学観測ではこのような不連続境界をアプリオリに仮定することがほとんどである。よって、不連続境界を自動抽出するアルゴリズム開発をすることは地球内部の媒質評
価にとって非常に重要である。
MRF モデルはもともと画像解析に多く用いられている手法であり、画像分割のための効率的なアルゴリズムが提案されている(Takiyama et al., 2009)。本研究では、これらのモデルを拡張することで、不連続境
界の自動抽出を実現する手法の開発を行った。
観測量に陽に現れないような物理量を推定するには潜在変数(latent variables)を導入することが有効である。画像解析において不連続境界を表現するには、一般的に、「 境 界 ベ ー ス 潜 在 変 数 (boundary-basedlatent variables)」を用いるラインプロセ

図 14 仮 定 し た 物 理 量 及 び ラ ベ ル の 空 間 分

ス と 「 領 域 ベ ー ス 潜 在 変 数 (region-based

布。(a)連続物理量。 (b)不連続なラベル。

latent variables)」を用いるラベルプロセ

ラベル１（白）とラベル２（赤）。 (c)観測スの二種類の方法が存在する(Miyoshi and量。 (d)物理量と観測量の関係。黒はラベル

Okada, 2011)。どちらを使用するにしても

１、赤はラベル２に対応する。

長所と短所があるが、本研究では、比較的大きな断層をイメージし、岩相境界と領域の岩相を同時に決定可能なラベルプロセスを用いた手法を開発した。本手法は観測量の生成過程として非線形関数を使用するため、決定論的な最適化手法を用いることができないため、Markov chain Monte Carlo(MCMC)法を用いることにする。このような研究は情報科学分野
でも例がなく、もちろん固体地球科学分野でも先行研究がない。
物理量の連続分布の推定を行ったモデルに、不連続な値を持つ領域ベース潜在変数を導入する。事後分布の最大化について確率論的に定式化を行うと、（３）式のように定義される評価関数を最小にすることで、最も確からしい連続的な物理量 x と不連続な物理量（ラベル）ξを観測量 y から求めることが可能である。

（３）
ここで、

は連続性の分散、示す。ラベルについては

は観測ノイズの分散、は全格子対の和をとることをで示したポッツスピンで表現した。ポッツスピンの項の係数パ140

ラメータμが 0 の場合、ラベルは連続性について一切の制約が与えられない。一方で、正の大きい値をとることで、隣り合うラベルが連続である方が不連続であるよりも安定化する。このようにμはラベルの連続性を支配するパラメー
タである。これらのパラメータは

図 15 μ=10 のときの評価関数 E の試行回数に物理量の推定に決定的な影響を与対 す る 変 化 (左 図 )、 お よ び 二 乗 平 均 誤 差 (RMS

えるため、一つ上の階層の物理量

error)の変化（右図）。

であると考えることができ、ハイ
パーパラメータと呼ばれる。これらの値は先述のようにハイパーパラメータ推定によって、データのみから決定することが可能である。本研究では、簡単のため、分散の値は既知であるものとした。また、μの値については、幾つかの値を仮定し、妥当な値について検討した。
構築したモデルの妥当性と有効性を確認するために、人工データを用いたインバージョ
ンテストを行った。30×30 の正方形の領域に、連続分布と不連続なラベルをそれぞれ図）14(a)(b)のように仮定した。連続する物理量 x の空間分布については、連続性の分散（を与えてランダムウォークによって作成した。観測量 y は物理量 x の一次関数にガウスノ
イズ（分散：）を加えたものである（図 14(d)）。

生成された観測量の空間分布を図
14(c)に示した。目的はこの観測量のみからハイパーパラメータを推定し、連続量及びラベルを推定することである。そこ
で、ハイパーパラメータ推定を行わずに空間連続性及び観測量のノイズの分散を既知のものとして固定して、様々なμの値を与えて連続物理量ｘ及びラベルξの推定を行った。
μ=10 と仮定した場合の結果が図 15 及び図 16 にまとめてある。図 15 は MCMCの試行回数を増やしていくときの評価関数の推移と真の値からの二乗平均誤差

図 16

推定された連続物理量とラベルの（RMS error）の推移を示している。評価

空間分布。上図は事後確率を最大化する解関数が減少すると共に二乗平均誤差も低(MAP 解)。下図はサンプリングされた解の平いレベルの値まで減少しているため、推均値(PM 解)。

定 に 成 功 し て い る こ と が わ か る 。 図 16は評価関数を最小にする（事後確率を最大化する）ｘ及びラベルの空間分布である。実際
141

に、推定された物理量の分布をみると、真の値とおおよそ一致していることが確認できる。
今後は、これまでに開発したモデルと同様に自由エネルギーを最小化することで観測デー
タのみからハイパーパラメータを推定する枠組みを構築する必要がある。その際、不連続量を扱うことから、自由エネルギーが局所最小解にトラップされることが多い。そこで、
このような問題に陥りにくいような交換モンテカルロ法などで最適化を行うことが必要である。本モデルは、今まで、地球科学者の主観によってアプリオリに与えていたことが多いような不連続量を客観的・定量的に決定できることから、今後の媒質評価のキーテクノ
ロジーとなることと予想される。人工データに適用した結果、良い精度で不連続構造と連続的な物理量を復元することがわかった。本モデルを実際の地球物理学データに適用することで、ダメージ帯の検出や、岩石構成鉱物などのミクロ媒質評価が可能になると期待される。
上記の MRF モデルを高速・高精度に解析するアルゴリズムを開発した。上記の解析例ではハイパーパラメータ推定の際、マルコフ連鎖モンテカルロ法を使用している。マルコフ
連鎖モンテカルロ法では無数のサンプルを生成するため（たとえば最急降下法の試行回数
１回ごとに 100 万回以上のサンプルを生成させる）、計算コストが非常に高い。本研究では、
観測プロセスに含まれる非線形の構成関数を部分的に線形化することにより、決定論的にハイパーパラメータ及び物理量の空間分布を推定できた(Ohno et al., 2012)。本アルゴリ
ズムを拡張することで、３次元速度モデルなどの大量のデータを用いた地球内部媒質評価が可能になると期待できる。
c) MRF モデルを用いた温度圧力経路の復元
一方で、MRF モデルは岩石学にも応用可能である。変成岩の温度圧力履歴を復元すること
は、地殻構造を推定するうえで重要な実証的アプローチである。そこで、MRF モデルを微分熱力学的手法(Spear, 1993)に応用することで鉱物の持つ化学組成累帯構造から連続的な温度圧力パスをより正確に復元する方法を開発した。図 17 で示されるように非常に高い精度で温度圧力履歴の復元が可能になることがわかった。

図 17

MRF モデルによる温度圧力履歴（人工）の復元。従来手法（緑線）と比較して、MRF
142

モデル（赤線）は高い精度で、もとの PT パス（黒線）を復元していることがわかる。
上述のように、まずは、MRF モデルを微分熱力学的手法に応用することで鉱物の持つ化学組成累帯構造から連続的な温度圧力パスをより正確に復元する方法を開発した(Kuwatani et al., 2012)。この微分熱力学的手法を用いる方法は、一つの鉱物の組成累帯構造のみから連続的な温度圧力履歴の復元が可能であり、非常に強力な手法である一方、（１）共存鉱物が多いような自由度の少ないシステムにしか適用できないため汎用性が低く、（２）仮定した鉱物すべてが実際に共存していたかどうか確認できないため、得られたパスの妥当性には常に不安が残る、などの問題点も存在する。
そこで、新たに、最も一般的な温度圧力履歴を推定法として知られる鉱物包有物（インクルージョン）とホスト鉱物の化学組成ペアを用いて温度圧力計を適用する方法について
MRF モデルを応用することで、より汎用的な温度圧力履歴の推定法を開発した（図 18）。
開発した手法の妥当性を調べるために、St-Onge (1986)により得られた、ざくろ石中の黒雲母、斜長石インクルージョンの化学組成データセットを用いて、ＰＴパスの復元テストを行った。その結果、非常に高い精度で温度圧力履歴の復元が可能になることがわかった。また、インクルージョンの個数密度に応じた詳細なＰＴパスの復元と誤差評価が可能であることが明らかになった（図 19、20）。この結果は確率論的な逆解析手法が非常に強力で汎用的であることを示唆しており、常に不確定性を伴うような岩石学の逆解析問題に対して様々な応用が期待できる。開発した手法は既存の様々な温度圧力履歴推定を行った研究の再検討にも利用でき、付加体・変成帯の地殻媒質評価・テクトニクス評価に非常に有用であると考えられる。

図 18

前年度に開発したギブス法に基づいたモデル（左）と今年度に新たに開発したモデ

ル（右）。

143

図 19

ざくろ石組成累帯構造およびインクルージョンの化学組成測定デー

タ（左）と従来手法により推定された温度圧力経路（右）。

図 20

包有物が 10 個だけ存在した場合の温度圧力経路推定。従来手法では

温度圧力経路を決定できないが、MRF 手法を用いると確率論的に温度圧力経路を決定できる。

３)物質調査研究
プレート境界の物質が分布する四国及び丹沢山地の変成岩岩石学的調査を中心に物質調査研究を行った。
本年度まで継続的に行ってきたプレート境界物質が露出する丹沢山地（図 21）の地質学
的・変成岩岩石学的調査の結果に加えて、これまでに先行研究で得られた地球物理学観測
データ(Sato et al., 2005; Arai et al., 2009 や地球化学データ(Tamura et al., 2010;
Tani et al., 2010)を総合することで丹沢山地の地殻構造及びテクトニックモデルを構築した。丹沢変成岩に含まれる角閃石の化学組成について電子プローブマイクロアナライザー（EPMA）を用いて詳細な分析を行ったところ、丹沢深成岩体の西部においては鉱物の中心部から縁辺部にかけて Al が単調増加する累帯構造を、東部においては、逆に Al が単調減少する累帯構造を示すことがわかった（図 22）。これらの化学組成データに微分熱力学
手法(Spear, 1993）を適用することで温度圧力経路の復元を行った。もともと伊豆マリア
ナ弧の上部地殻であった丹沢変成岩は、伊豆マリアナ弧が本州弧に衝突する過程で、本州下部地殻程度の深さまで沈み込んだ後に、現在の位置まで上昇してきたことが明らかになった。この一連の沈み込み・上昇プロセスは、Tamura et al. (2010)と Tani et al., (2010)が提唱した、伊豆マリアナ弧中部地殻の再溶融、上昇と同期して起こったものと考えられる。また、地球物理観測で得られた地震波反射構造と地震波速度構造などのデータと統合することで、地殻構造・テクトニックモデルを復元した（図 23）。その結果、丹沢変成岩
は従来考えられてきたよりも深く、20ｋｍ程度の沈み込み履歴を持つことが明らかとなっ144た。これらの結果は、丹沢山地の変成岩が現在の西南日本沈み込み帯地震発生帯深部の媒質が地表面に露出したアナログ物質と捉えられることを意味している。このような研究は
地質学・岩石学、地球物理学、地球化学などのさまざまなアプローチを統合することで、地殻媒質評価を行うことのできる好例といえる。また、西部と東部の角閃石組成累帯構造の差は、それぞれ脱水変成作用と吸水変成作用の進行を示しており、プレート境界における流体（クラック）の挙動の地域的な違いを示しているものと考えられる.以上のことから、
地質学・岩石学的情報が、次元圧縮研究で試験的に導入したミクロ媒質評価指数と対応することが示唆される。ここで行われる測定には、岩石、鉱物分布の広範囲マッピングと高精度組成測定が重要であり、柏キャンパスに設置されている高性能のマイクロプローブの使用が不可欠であった。

図 21

図 22

（A）丹沢山地の地質概説（B）調査地域（A）EPMA 分析による Al 強度マップ(a)西側の角閃石、(b)東側の角閃石

角閃石の化学組成

145

（B）

図 23

丹沢山地の地殻構造とテクトニクス

プレート境界岩の岩石学的研究は地
下深部の地殻媒質評価のための唯一の実証的方法である。四国三波川変成帯
はプレート境界にそって、深さ約 70km
まで沈み込んだことが多くの研究によって示されている。また、その物理条件は現在の南海トラフからの海洋プレート沈み込み帯のもの類似しており、また、物質そのものも付加体と海洋地
図 24

殻の構成岩石という共通性をもつために、その物質科学的な調査は媒質評価（A）三波川変成帯（B）四国三波川

高変成度地域．IR:五良津変成岩体に重要な基礎的データを提供するものと考えられる。
本研究では、過去のプレート境界物質が直接露出する四国中央部三波川帯高変成度
地域の地質学的・変成岩岩石学的調査を行った（図 24）。はじめに、五良津エクロジ
ャイト岩体の吸水変成反応進行の定量評価を行った。三波川帯高変成度地域に位置す
る五良津吸水エクロジャイト岩体は、沈み込み帯深部における吸水変成作用進行と流
体移動について実証的な研究が可能な良い例である。この岩体は、上昇時に大規模な
後退吸水変成作用を被ったため、ほとんどが角閃岩化している。岩体中には吸水反応の進行を示す痕跡が数多く存在するため、沈み込み帯深部の吸水変成作用の進行過程や空間分布を明らかにするのに非常に適し

図 25 EPMA 分析を基に作成した鉱物
分布マップ。(a),(b)ざくろ石シュード
モルフ。(c)オンファス輝石シュードモ
ルフ。
146ている。本研究では特に、後退吸水反応組織組織（シュードモルフ）に注目した。このシュードモルフについて組成分析及び画像分析を行い（図 25）、反応の前後に質量保存則を用いることで、後退吸水変成作用時の化学反応を特定し、反応進行度と吸水量・物質移動量を見積もることが可能である。この手法を岩体の中心から縁辺部まで適用し、詳細なマッピングを試みた。これらの結果から、吸水反応進行に関して以下のような新知見が得られた。
吸水変成反応は外部からの水供給量に律速されるため、しばしば非平衡な鉱物が残存している。よって、反応進行はこのような非平衡鉱物を分解（溶解）しながら新しい平衡鉱物が生成、成長（析出）する。岩体の中心部では、吸水反応進行度が小さくエクロジャイ
ト相鉱物が残存し、吸水反応はシュードモルフを形成する置換反応として進行する。
ザクロ石＋水→角閃石（パーガス閃石）＋緑簾石
オンファス輝石＋水→角閃石（ホルンブレンド）＋斜長石
このように、元の鉱物の種類によって生成物の鉱物組み合わせ・鉱物の化学組成が異なる。
このとき、各シュードモルフ間で部分的に元素を交換し合うが（図 26）、系全体ではおおよそ閉鎖系を保つ。以上のことから、岩体の中心部では、シュードモルフごとにサブシス
テムを形成するような不均質な「局所平衡系」であったと推測される。
一方、岩体の縁辺部では、エクロジャイト鉱物はほぼすべて消滅し置換反応の痕跡がほとんどない。自形結晶を形成するような吸水反応が進行する。
ザクロ石＋オンファス輝石＋水→角閃石（バロア閃石）＋緑簾石＋斜長石±緑泥石
これは、岩体中心部と異なり、変成岩が空間的に均質な大域平衡系に近かったことが推測される。
この２つの対照的な反応・平衡様式は岩体の中心部から縁辺部にかけて漸次的に遷移することがわかった。また、吸水反応の進行が変形構造の強さや物質移動量、岩相などに対して強い相関を持つことが定量的に示された。反応機構は、粒間拡散と表面反応速度の比によって支配され、流体の存在形態と量に強く影響される。五良津岩体中でみられる反応
組織・反応進行度の空間的遷移は、岩体外部からの流体浸入過程を直接的に記録している。
このように、ここで開発した手法は、プレート境界における流体（クラック）の挙動の地域的な違いを実証的に明らかにすることが可能であり、ミクロスケールからマクロスケー
ルにいたる定量的な地殻媒質評価に貢献する研究である。その結果、海洋地殻の上昇時に大規模な吸水を伴っていることや吸水量の空間分布が明らかになった。吸水量の分布はプレート境界のダメージ構造及びテクトニクスと密接な関連を持つことが示唆される。

147

図 26

反応組織の定量解析により明らかになった元素の移動量。赤いバーは OH の移動量すなわち吸水量を示している。(a)ざくろ石分解反応、(b)オンファス輝石分解反応。
三波川変成帯において、集中的に水を主成分とする流体の挙動を沈み込む過程での脱水反応と、上昇する過程での吸水反応、及び流体の経路としてのクラックとそのシーリング
に関する調査研究を行なった。天然サンプルにおいて、流体の挙動は鉱物の増減反応に伴う物質移動として記録される。本研究では、四国三波川帯中汗見川に産出するザクロ石角閃岩体を対象として、岩石の持つ縞状構造と個々の鉱物の持つ累帯構造の解析を組み合わせることによって、岩石の経験した温度圧力履歴とその過程に伴い生じた物質移動量について定量的な解析を行った。
微分熱力学的手法（ギブス法）を用いた解析の結果、温度圧力経路は dP/dT の急な昇温減圧経路となった。汗見川地域の Oligoclase-biotite zone のピーク変成条件は従来の見積もりより少なくとも３kbar ほど高く、従来見積もられていたピーク変成条件はピーク後の吸水変成作用による再結晶の温度圧力条件であったと結論づけられた。
さらに、各鉱物の累帯構造の組成あたりの成長量と、縞状構造で表される鉱物量の不均質分布から、質量保存計算を用いて物質移動量を定量的に求める手法を新たに開発した。
その結果、Na, Mg, Fe, Ca, Al 成分が各レイヤー間、もしくはレイヤーに平行な方向に輸送されていたことが示唆された。物質移動の挙動は、鉱物分布の不均質を弱める方向ではな く 、 強 め る 方 向 に 動 く こ と が 定 量 的 に 確 か め ら れ た ( 図 27) 。 Na 成 分 の 流 速 は
1×10 -13 [mole/m 2 s]オーダーであると見積もられた。このように求められた物質移動量と流体の移動の証拠であるシーリングクラックの分布との関連も一部見出されている。さらな
る定量的な解析を広範囲において行うことで、プレート境界における流体（クラック）の挙動、とそのメカニズムに関する理解が進むことが考えられ、このような研究はプレート
境界深部媒質の化学的状態と力学的な状態のカップリングを探る上で非常に重要である。
ここで行われる測定には、岩石、鉱物分布の広範囲マッピングと高精度組成測定が重要であり、柏キャンパスに設置されている高性能のマイクロプローブの使用が不可欠であっ
148

た。

図 27

新手法により解析された温度圧力経路に伴う鉱物の成長/溶解量と物質移動量

さらに、脱水変成作用の熱力学シミュレーションを行った(Kuwatani et al., 2011)。
微分熱力学的手法(Spaer, 1993)に、新たに質量保存則を制約条件として加えることで、任意の温度圧力経路（ dP,dT ）から鉱物の物質量・化学組成（ dMs,dXs ）の変化を解析することが可能である（微分熱力学フォーワードモデル）。天然系の解析などから示唆されるように、脱水変成作用は比較的均質に進行するため、均質完全平衡の仮定がある程度妥当である。本研究では、沈み込むスラブの温度圧力経路を与えることで、各深度に対応した海洋
地殻からの連続的な脱水量プロファイルを計算した（図 28(b)）。典型的な温度圧力構造を持ついくつかの沈み込み帯に適用した結果、計算によって得られた脱水量のピークの深度と、観測されるやや深発地震・高ポアッソン比異常・スロースリップ/低周波微動などの発生深度が一致することが明らかになった。また、各温度圧力条件に応じた詳細な鉱物量と化学組成を予測計算できることから（図 28(a)）、媒質評価に対して、地球物理学観測とは独立な制約条件を与えることが可能である。

149

図 28

予測される暖かい沈み込み帯（南海トラフに相当）の(a)鉱物量と(b)含水量(d) 結論ならびに今後の課題
地殻媒質の微小地震密度に主成分分析を応用し新たに開発した次元圧縮法を適用する
ことで、地殻媒質の連動性に関する空間モード及びその時間変動を解明した。また、自己組織化マップ法を応用することで、速度構造モデル、地震波散乱特性についての不均質構造について定性的な理解が可能になった。これらは、確率的相関を利用した次元圧縮による新たな媒質評価指数イメージングに成功したことを示しており、境界域と内陸地殻内部
でのダメージ構造が見えてきた。
ベイズ統計的手法の一種である MRF モデルを用いることで、地震波速度構造からミクロ
媒質評価指数（地下における流体分布とその形態）を定量的にイメージングする逆解析手法を開発した。また、MRF モデルに潜在変数モデルを導入することで、不連続境界を自動検出する新しいモデルを構築した。さらに、MRF モデルについて高速・高精度な最適化を実現する決定論的アルゴリズムを開発した。本手法は様々な種類の地球物理学観測データを客観的に統合することも可能であり、今後の媒質評価研究のキーテクノロジーになると予想される。
プレート境界域丹沢変成岩の地質学・岩石学調査により、境界部の地殻構造・テクトニ
クスを明らかにした。その結果、丹沢変成岩が現在の西南日本沈み込み帯地震発生帯深部の媒質のアナログ物質と捉えられることがわかった。また、四国中央部三波川編成帯の吸水変成作用の定量化を行った結果、変成反応及び吸水量の空間分布が明らかになった。これはプレート境界のダメージ構造と密接に関連しているものと考えられる。さらに、境界岩の脱水作用の熱力学数値計算により、海洋地殻からの脱水により、ある深さでクラック密度の上昇を起こすことがわかった。この現象がまさに西南日本沈み込み帯で観測される
地震波速度異常やプレート境界・内部地震の発生に寄与していると考えられる。このように物質調査研究で得られたミクロな媒質評価の結果がマクロな観測と対応することが明らかになり、両者の統合による地殻媒質モデルの高度化が期待される（図 29）。
今後の課題として、本研究で開発した手法を、様々な最新の地球物理学データや地質学
データに適用し、ベイズ統合によって有機的に組み合わせる必要がある。また、最終的には、得られた数値媒質評価モデルを総合的な南海トラフ沿いの地殻活動評価ならびに信頼150

度の高い地震発生サイクルシミュレーション研究に反映することが必要不可欠である。

図 29

マクロな観測結果とミクロ媒質評価の対応

151

(e) 引 用 文 献1) Arai, R., Iwasaki, T., Sato, H., Abe, S., and Hirata, N., Collision and subduction
structure of the Izu-Bonin arc, central Japan, revealed by refraction/wide-angle
reflection analysis, Tectonophysics, 475, 438-453, 2009.

2) Christensen, N.I., Poisson’ s ratio and crustal seismology, Journal ofGeophysical Research, 101(B2), 3139-3156, 1996
3) Geman, S., and Geman, D., Stochastic Relaxation, Gibbs Distributions, andthe Bayesian Restoration of Images, IEEE Transactions on Pattern Analysis
and Machine Intelligence, 6, 721-741, 1984.
4) Hacker, B.R., Abers, G.A., and Peacock, S.M., Subduction factory - 1.
Theoretical mineralogy, densities, seismic wave speeds, and H2O contents,
Journal of Geophysical Research, 108(B1), 2029, doi:10.1029/2001JB001127,
20035) Kohonen, T., Self-Organizing Maps, Springer, 2001
6) Kuwatani, T., Okamoto, K., and Toriumi, M., Thermodynamic forward modelingof progressive dehydration reactions during subduction of oceanic crust,
Earth and Planetary Science Letters, 307, 9-18, 2011.
7) Kuwatani, T., Nagata, K., Okada, M. and Toriumi, M., Precise estimation ofpressure-temperature paths from zoned minerals using Markov random fieldmodeling: theory and synthetic inversion, Contributions to Mineralogy andPetrology, 163(3), 547-562, 2012.
8) Matsubara, M., Obara, K. and Kasahara, K., Three-dimensional P- and S-wave
velocity structures beneath the Japan Islands obtained by high-density
seismic stations by seismic tomography, Tectonophysics, 454, 86-103, 2008.
9) Metropolis, N., Rosenbluth, A. W., Rosenbluth, M. N., Teller, A. H. and Teller,
E., Equation of State Calculations by Fast Computing Machines, Journal of Chemical
Physics, 21, 1087-1092, 1953.
10) Miyoshi, S., and Okada, M., Image Restoration and Segmentation using Region-Based
Latent Variables, Bayesian Inference Based on Variational Method, Journal of the
Physical Society of Japan, 80, 2011.
11) Nakajima, J., Takei, Y., and Hasegawa, A., Quantitative analysis of the inclined
low-velocity zone in the mantle wedge of northeastern Japan: A systematic changeof melt-filled pore shapes with depth and its implications for melt migration,
Earth and Planetary Science Letters, 234, 59-70, 2005.
12) Ohno. Y., Nagata, K., Kuwatani, T., Shouno, H., Okada, M, Deterministic algorithm
for nonlinear Markov random field model, Journal of the Physical Society of Japan,
in press.
13) Sato, H., Hirata, N., Koketsu, K., Okaya, D., Abe, S., Kobayashi, R., Matsubara,152

M., Iwasaki, T., Ito, T., Ikawa, T., Kawanaka, T., Kasahara, K., and Harder, S.,
Earthquaqe source fault beneath Tokyo, Science, vol. 309, pp. 462-464, 2005.
14) Spear, F.S., Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-Temperature-Time Paths,
Mineralogical Society of America, 1993.
15) St-Onge, M.R., Zoned poikiloblastic garnets, P-T paths and syn-metamorphic upliftthrough 30 km of structural depth, Wopmay Orogen, Canada. Journal of Petrology
28 , 1-21, 1986.
16) Takahashi, T., Sato, H., Nishimura, T. and Obara, K., Tomographic inversion of
the peak delay times to reveal random velocity fluctuations in the lithosphere:
method and application to northeastern Japan, Geophysical Journal Interantional,
doi: 10.1111/j.1365-246X., 200917) Takei, Y., Effect of pore geometry on Vp/Vs: From equilibrium geometry to crack,
Journal of Geophysical Research, 107(B2), 2043, doi: 10.1029/2001JB000522., 2002
18) Takiyama, K., Katahira, K., and Okada, M., Exact Inference in Discontinuous Firing
Rate Estimation Using Belief Propagation, Journal of the Physical Society of Japan,
78, 2009.
19) Tamura, Y., Ishizuka, O., Aoike, K., Kawate, S., Kawabata, H., Chang, Q., Saito,
S., Tatsumi, Y., Arima, M., Takahashi, M., Kanamaru, T., Kodaira, S., and Fiske,
R.S., Missing Oligocene Crust of the Izu-Bonin Arc: Consumed or Rejuvenated During
Collision?, Journal of Petrology, 51, 823-846, 2010.
20) Tani, K., Dunkley, D.J., Kimura, J.I., Wysoczanski, R.J., Yamada, K., and Tatsumi,Y., Syncollisional rapid granitic magma formation in an arc-arc collision zone,
Evidence from the Tanzawa plutonic complex, Japan, Geology, 38, 215-218, 2010.

153

3.6 サブプロジェクト 2-1
プレート境界面のすべりの時空間発展に関するデータベー
ス構築
担当：国立大学法人名古屋大学

154

(１) 業務の内容(a) 業務題目
プレート境界面のすべりの時空間発展に関するデータベース構築(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人名古屋大学
減災連携研究センター

教授

鷺谷

威

大学院環境学研究科

准教授

橋本

千尋

大学院環境学研究科

助教

伊藤

武男

大学院環境学研究科

助教

寺川

寿子

大学院環境学研究科

特任研究員

光井

能麻*

准教授

勝俣

啓

国立大学法人北海道大学理学研究院*現在の所属：ハンガリー国立アカデミー物理学研究所(c) 業務の目的

南 海 ト ラ フ の 海 溝 型 巨 大 地 震 発 生 サ イ ク ル の ほ ぼ １ 周 期 に 相 当 す る 過 去 約 120年 間における各種観測データを整理し、これらのデータに基づいてプレート境界における固着の時空間的な発展や地震時及びスロースリップ発生時における断層すべりの様子を推定して、結果をデータベース化する。
(d) ５ヵ年の実施業務の要約
１) 平成20年度：様々な観測データの収集・データベース化の方針を策定した。南海トラフにおける1990年代以降のGPS観測結果を、国土地理院の座標値データを用いて整理し、特に、東海地域や豊後水道で発生したスロースリップについては地殻変動の詳細な時空間分布を整理した。また、プレート境界面のすべりの時空間発展を推定するためのプログラム開発に着手した。また、M3.5以上の地震について微小地震観測波形の再検測を行った。
２) 平成 21 年度：前年度までの成果に時間の経過に伴う GPS データを追加した。加えて、水準測量データ及び潮位データの収集・整理を行い、明治時代以降の南海トラフ周辺の地殻上下変動の時空間的な分布についてまとめた。GPS データを用いてすべりの時
空間発展を推定し、南海トラフ沿いのすべり欠損分布や東海スロースリップ域における固着状況の時間変化を推定した。また、こうした測地データ逆解析の持つバイアスに関して定量的な評価を行った。さらに、微小地震観測波形の再検測を進め、スロー
スリップなどと同期した地震活動変化を検出した。

155

３) 平成22年度：GPS、水準測量、潮位等のデータについて、前年度までの成果に時間の経過に伴う新たなデータを追加した。加えて、三角測量データの収集・整理を行い、明治時代以降地殻水平変動の時空間的な分布についてまとめた。また、東海地域や豊後水道のスロースリップについて、データの総合的な再解析を実施し、断層すべりの時空間発展を推定した。
４) 平成 23 年度：GPS、水準測量、潮位等のデータについて、前年度までの成果に時間の経過に伴う新たなデータを追加した。また、地震活動データを整理し、プレート境界の固着やすべりに伴う応力変化が反映されていないかどうか検討した。豊後水道のスロースリップにおける断層すべりの時空間発展から、断層面における摩擦特性の空間的な不均質性を推定した。東北地方太平洋沖地震の発生を受けて東北地方のデータについて見直しを行い、明治時代の三角測量データに、基線測量の誤差に伴うバイアスが存在した可能性を指摘した。
５) 平成 24 年度：GPS、水準測量、潮位等のデータについて、前年度までの成果に時間の経過に伴う新たなデータを追加した。南海トラフにおける過去約 120 年間における地殻変動とプレート境界のすべり分布について整理し、推定されたすべり遅れと実際のアスペリティ分布の関係について考察を加えた。東北地方の三角測量データについて指摘された基線測量の誤差に伴うバイアスについて、基線の再測量等を通じて検討した。
(２) 平成 20～24 年度の成果(a) 業務の要約
明治時代以降に蓄積された測地測量データを収集・整理し、過去約 120 年間における南海トラフ周辺をはじめとする地域の地殻変動を整理するとともに、そのデータを解析し、プレート境界の地震時すべりや地震間すべり遅れ分布を推定した。その結果、南海トラフのプレート境界固着域は日向灘付近まで広がっていると考えられること、1946 年南海地震の地震時すべり域と余効すべり域、豊後水道のスロースリップ域の三者は互いに相補的な分布をしていることなどが明らかとなった。さらに、測地データから推定されたスロース
リップの時空間変化に基づいて、プレート境界面上の摩擦特性の不均質な分布を推定することにも成功した。一方、関東・東海地域の地震について、過去のデータの再検測を実施
し、均質な地震カタログを作成し、その結果に基づいて、東海スロースリップや関東地域におけるスロースリップに関連する地震活動の静穏化を検出した。
(b)業務の成果
１)測地データの調査・収集
本研究では、南海トラフの地震サイクルに伴う地殻変動の全容を明らかにするため、明治時代以来蓄積された測地測量データを整理するとともに解析し、プレート境界面におけ156

る断層すべり・固着の時空間分布を求めた。
国土地理院の GPS データについては、平成 21 年４月から公開された日座標解（F3 解）を収集した。この解は 1996 年に遡った計算結果とともに、ルーチン解析結果として公表されているものである。
水準測量データについては、古い測量については測定日がまとめて記載され不正確なものが多かった。そこで、特に地殻変動が急速に進行したと考えられる南海地震発生直後の測量（昭和 22 年度に実施）について、測量手簿に遡って測量日を調査し、紀伊半島と四国で行われた殆どのデータについて、測量の行われた日を特定することができた。また、水準測量データは陸上における相対的な隆起・沈降を反映したものであるため、海面を基準とした絶対的な隆起・沈降の議論ができるように年平均潮位データを収集・整理した。
また、明治期以降の三角測量データを整理した。こうした作業を進める中で重大な発見もあった。2011 年東北地方太平洋沖地震の発生は事前に予測することができなかったが、その原因となる過去の測量データのバイアスを発見した。東北地方では、三角網の測量によって明治期以降約 100 年間の地殻水平ひずみの分布が求められ（藤井・他, 1985, 橋本,
1990, 石川・橋本, 1999）、東北地方では南北方向の伸張ひずみ（0.1ppm/年程度）が卓越しているという結果が得られていた。一方、1990 年代半ばから開始された GPS 連続観測では、東北地方では顕著な東西短縮変形が見られ（Sagiya et al., 2000）、これは太平洋プ
レート上面でのプレート間固着によるものと解釈されていた（Nishimura et al., 2004,
Hashimoto et al., 2009）。しかし、100 年という長期間のひずみ分布には東西短縮が見られなかったため、プレート間固着による短縮変形は、プレート境界で生じるスロースリッ
プや余効すべり等の非地震性のプロセスで解消されていると解釈されていた。こうした解釈は結果的に間違っており、数百年にわたって続いたプレート間固着によって、M9.0 の東北地方太平洋沖地震が引き起こされたと考えられる。このパラドックスの一因として、明治期に行われた三角測量が系統的な誤差を含んでいたことを見出した。明治時代には角度のみの測定による三角測量が行われており、基線場と呼ばれる全国に 15 ヶ所ほど設置された長さ数 km の基線を鋼鉄製の基線尺で直接測定することにより、三角網全体のスケールを規定していた。基線測量の結果に誤差があれば、測量網全体に系統的な誤差を生じ得る。
測量網にスケール誤差があるのではないかと考えたもう一つの理由は、三角測量による
地殻ひずみ分布と GPS による地殻ひずみ分布の特徴の違いにあった。既に述べたように、三角測量では南北伸張が卓越し、東西短縮は奥羽山脈脊梁部に見られるだけで、他には殆ど見られない。一方、GPS による近年の地殻変動では、ほぼ東西短縮のひずみのみが見られ、南北伸張は殆ど見られない。また、奥羽山脈脊梁部では東西短縮が周囲よりも大きくなっている（Miura et al., 2004）。両者のパターンを比較すると、GPS で得られた近年の地殻ひずみ分布に、人為的に等方的な膨張を加えてあげれば、三角測量で求められていた
ひずみ分布に近いものを作り出すことが可能と考えられた。三角測量にスケール誤差が入り込み易いことを考慮すれば、何らかの原因によって基線測量の値が過小となり、明治時
代の測量で東北地方の三角測量網の広がりが実際よりも若干小さく求められ、バイアスの無い昭和時代の測量と比較したことで南北伸張を生じた、というのが最も説得力のある説
明ではないかと考えたのである。
157

東北地方には、青森県の鶴児平（七戸町）と山形県の塩野原（新庄市、鮭川村）に基線が設置されている。国土地理院の倉庫には塩野原基線の測量計算簿等が残されていた。この資料を調べると、基線長（5129.587m）は合計４回測定されており、測定値のばらつきは最大でも 14mm（ 約 2.8ppm）程度であり、測定は十分高い精度で行われたことが確認された。
すなわち、測量結果のばらつきがスケール誤差の原因という解釈はできない。しかし、測量簿から、この基線測量が 1894 年５～６月頃に行われていたことが判明した。
1894 年 10 月 22 日に、山形県の庄内平野を震源として、庄内地震（M7.0）が発生した。
塩野原基線の位置は山形県の内陸部であるが、庄内地震の震源域とは僅か 20 ないし 30kmの距離である。また、庄内地震は庄内平野東縁断層帯を震源としたと考えられているが、この断層は南北走向で東に傾き下がる逆断層であり、震源域の東に位置し、しかも東西走
向の塩野原基線は辺長変化が生じやすい。そこで、庄内地震の規模を Mw7.0 とし、断層の傾きを変えながら地殻変動の理論計算を行い、塩野原基線の長さにどの程度影響が生じるか検討してみた。その結果、３-６cm 程度の伸びが生じる可能性のあることが分かった（図１）。これは、基線長に対して６～12ppm 程度の伸びになり、10ppm 程度のスケール誤差を東北地方全体に与える可能性のあることが分かった。
以上の結果から、東北地方では、1990 年代以降に GPS 観測で見出されたような顕著な東西短縮変形が、少なくとも明治期以降継続していた可能性が高い。おそらくは数百年にわたって東西方向の短縮が蓄積し、東北地方太平洋沖地震を引き起こしたと考えられる。2012
年には、実際に塩野原基線の測量を実施し、庄内地震に伴う基線長の伸びが生じていたと考えられる結果を得た（図２）。
このように、過去の測量データを扱うにあたっては、それぞれの測量データの限界を踏まえ、その限界に応じた扱いをすることが必要であり、そうした配慮を怠ると、将来の大地震についても大きな見当違いをもたらす原因になることが分かり、今後へ向けての重大な教訓を得た。

158

図１

庄内地震による地殻変動の計算。右図の２つの黒丸が塩野原基線の端点の位置。

図２

塩野原基線の基線長の時間変化

159

図３

解析に用いた GPS データ

２)GPS データによるプレート境界の固着すべり分布の推定
GPS データの逆解析により、東海から南西諸島海溝にいたるフィリピン海プレートの沈み込み境界における固着分布を表すすべり欠損の分布を推定した。解析に用いたデータは1996 年～2000 年の GPS 日座標値から得られた速度ベクトルである（図３）。従来の測地データ逆解析では、GPS などにより得られる観測点の変位ベクトルや変位速度ベクトルをデータとして用いる場合が多かったが、これらのデータは、プレート境界の固着に起因する地殻のひずみだけでなく、陸側プレートにおける剛体ブロック運動の影響も受けている。
そこで、こうした変位（速度）ベクトルのデータを直接解析するのではなく、GPS 観測点
から三角網を構成し（図４）、その各辺の変長変化率をデータとして解析することにより、
ブロック運動の効果が解析結果に現れないよう工夫した。

160

図４

図５

解析に用いた三角網

推定されたすべり遅れ速度の分布

解析の結果得られたプレート境界のすべり遅れ速度分布を図５に示す。この結果を見ると、南海トラフ沿いのすべり遅れ速度分布は、東海地域で約２cm/年であるのに対し、四国沖で最大約８cm/年に達し、プレート境界に沿って西側へ行くほど顕著に増加することが分かる。こうした傾向は、沈み込むフィリピン海プレートと陸側のアムールプレートとの相161

対運動を表す回転極（Miyazaki and Heki, 2001）や，伊豆半島周辺の局地的な変形（Sagiya,1999）、内陸部における東西短縮の影響（Heki and Miyazaki, 2001）などから指摘されていた点であるが、今回の解析では、観測データそのものがこうした様々な要因を直接反映していることが改めて明らかにされた。推定されたすべり遅れ速度の分布は 1944 年東南海
地震や 1946 年南海地震の津波波源域をほぼ包含し、また、そのプレート境界に沿った下限
は、深部低周波微動の分布（Obara, 2002）とほぼ一致する。一方、すべり遅れ速度分布の
海溝沿いの変化に注目すると、すべり遅れ速度は四国沖で最大となり、足摺岬付近から西側で徐々に減少し、宮崎市沖付近で 0 となる。従来、南海トラフの巨大地震の震源域の西端は足摺岬付近になると考えられてきたが（Ando ,1975）、今回の解析結果は、地震時のすべりがさらに西側へ広がり、1968 年日向灘地震（M7.5）の震源域付近まで広がる可能性があることを示唆するものである。大分県の龍神池では、南海トラフで発生する地震のうち、特に巨大なものに対応する津波堆積物が発見されているが（松岡・他, 2006）、こうした津波堆積物が残るためには、四国沖以東の南海トラフで巨大地震が起きるだけでは不十分で、
龍神池付近の地盤が低下する必要があると指摘されており、この日向灘付近で検出された
すべり遅れが地震時に解消されるというシナリオは、そうした巨大地震に対する一つの可能な解釈を与えるものである。

図６

GPS データの逆解析により推定した日本列島周辺のプレート境界のすべり欠損分布。

162

図７

逆解析により推定された GPS 速度ベクトルの(a)ブロック回転成分、(b)ブロック間相互作用成分、(c)ブロック内ひずみ成分。(d)は観測データと計算値の比較。

同様な解析は日本海溝沿いや南関東についても行われ、日本列島周辺のプレート境界面における固着状況が図６のように推定された（Hashimoto et al., 2009）。この結果は、2011
年東北地方太平洋沖地震を含む最近 100 年ほどの間に発生した大地震との対応が良く、GPS
データの解析が、将来発生する大地震の震源域推定に対して大変有効な方法であることが示された。
GPS データは、プレート境界の固着分布に加え、内陸で生じている変形も反映する。こうした現象を総合的に扱うため、ブロック断層モデルを用いて東海・東南海地震震源域の周辺に位置する中部・近畿地方の GPS データを解析し、プレート境界面の固着すべり分布を推定した。解析は 2000～2005 年に発生した東海スロースリップの発生前、発生中、発生後と３つの期間に区分して行い、それぞれの時期について求めた平均的な地殻変動速度（水平・上下）をデータとした。この地域の地殻変動は、プレート境界からの影響だけでなく、内陸の短縮変形の影響が顕著に見られるという特徴がある。そのため、陸側プレートを複数のブロックに分割し、それぞれの定常的な運動とブロック間の断層のすべり欠損及び各ブロックにおいて一様なひずみを同時に推定した。解析にはブロック断層モデルの解析ソ
163フトウェアである DEFNODE（McCaffrey, 2002）を使用した。地表変位の断層すべりに対す
る応答は半無限弾性体のものが使われている。内陸のブロック分割は客観的に最適な分割モデルの選定が問題となるが、ここでは AIC（赤池情報量基準）を用いて最適な分割モデルを推定した。解析結果は図７～９に示す通りである。図７は、観測された GPS 速度ベク
トルデータを、ブロックの剛体回転、ブロック間相互作用、ブロック内の一様ひずみの重ね合わせとして表現される様子を示したものである。図８は、スロースリップの発生前、発生中、発生後の各期間について、プレート境界面上のすべり・固着分布を推定した結果である。スロースリップ期間中には浜名湖よりやや北側のプレート境界を中心としてプレートの沈み込みに対するリバウンドが起きていることが分かる。図９は、東海地域（浜名湖付近）と紀伊半島において、プレート境界面上のすべり欠損のプレート沈み込み方向（北西方向）の変化を示す。この図より紀伊半島側では固着がより深いところまで及ぶこと、東海地域ではスロースリップの影響が深さ 30km 付近を中心に深さ 20-35km の範囲で見える
こと、さらにスロースリップ発生後、深さ 30km 付近の固着が十分に回復していないように見えることなどが分かる。
(a)
(a)

(b)

(c)
図８

(b)
(c)

(d)

東海・東南海地域におけるプレート境界面でのすべり欠損分布。(a)スロースリップ

発生前（1996～2000）。(b)スロースリップ発生中（2001-2004）。(c)スロースリップ発生後（2006-2008）。

164

図９

すべり欠損の深さ方向の変化

豊後水道ではこれまで 1997 年、2003 年、2010 年と３度のスロースリップが６～７年の間隔で発生し、スロースリップ発生時のすべり分布は良く調べられてきたが、スロースリ
ップ間のすべり欠損に関する解析は行われていなかった。そこで、13 年におよぶ GPS 連続
観測データからスロースリップの影響も含んだ長期の平均的な地殻変動速度及びスロース
リップ間の地殻変動速度を推定し、それぞれを用いてすべり欠損分布を推定した。その結果、長期の平均的なすべり欠損では、スロースリップ領域にすべり欠損は見られず、スロースリップ間のすべり欠損は、スロースリップ領域にもすべり欠損が見られることが明らかとなった（図 10）。このことから、豊後水道のスロースリップ領域では、６～７年の間隔で応力蓄積・解放が繰り返されており、このサイクルを超えた長期的な応力蓄積等は無いものと考えられる。

図 10

四国・豊後水道地域における長期の平均的なすべり欠損分布（左）とスロースリッ
165

プ間のすべり欠損分布（右）。
また、四国地域は大地震の地震時すべり、地震後の余効すべり、スロースリップが同一地域ですべて観測されている興味深い場所である。そこで、これまでに収集した水準測量
データや潮位データに基づいて 1946 年南海地震時の地震時すべり、その後の余効すべり、GPS データに基づいて豊後水道スロースリップのすべり分布を推定し、その空間分布の関係を調べた。これらの結果は、同一の解析手法及び同一のプレート境界形状を用いて行ったものであり、相互比較が可能である。解析の結果、1946 年南海地震直後の余効すべりは
四国西部のプレート境界深さ 20-30km の範囲に集中し、スロースリップ領域とは棲み分けているように見える（図 11）。この結果については以下の２通りの解釈が可能である。一つの解釈は、余効すべり域とスロースリップ領域が、同一の深さ範囲に位置するにも関わらず、異なる摩擦特性を有しているというものである。第二の解釈として、既に示したよ
うに、豊後水道のスロースリップ領域では６～７年の繰り返し間隔でひずみエネルギーの蓄積・解放が生じており、1946 年南海地震時には解放すべきエネルギーが無く、その結果、
地震時・地震後ともすべりを生じる必要が無かった、というものである。ひずみエネルギーの収支という点だけで言えば、第二の解釈で十分であるが、ただそれでは豊後水道でス
ロースリップが生じることが説明できない。そのため、特殊な摩擦特性の結果として短い
繰り返し間隔でスロースリップが生じ、その結果、ひずみエネルギーの長期的な蓄積ができない、という両者を併せた解釈が適当ではないかと考えられる。この地域を対象とする
地震サイクルシミュレーション等を行う際には、このような知見を組み入れる必要がある。

図 11

四国地域における地震時すべり、余効すべり、スロースリップの空間分布。

３）すべり遅れ分布とアスペリティの関係に関する定量的評価
GPS や水準測量データを用いることにより、非地震時の地殻変動からプレート境界のすべり遅れ分布を推定することができる。このすべり遅れは、プレート境界の固着や大地震の震源域となるアスペリティと深く関連すると考えられるが、これまで、これらの関係を定量的に評価した研究は殆ど行われてこなかった。そこで、数値シミュレーションと測地
データ逆解析を組み合わせることにより、プレート境界面上で仮定されたアスペリティ分
166布と、測地データから推定されるすべり遅れ分布の関係について定量的な検証を実施した。
検証の手順として、沈み込みプレート境界に円形で表現されるアスペリティをランダムに配置する。このアスペリティではプレート境界が強く固着する一方その周囲では摩擦がほぼゼロと仮定し、プレート沈み込みに伴うプレート境界面上でのすべりの分布を計算する。さらに、このすべり分布から地表変位が計算される。この地表変位に観測誤差を加えたものを逆解析し、プレート境界上のすべり遅れ分布を推定し、当初想定したアスペリテ
ィ分布と定量的な比較を行った（図 12）。震源域に対するアスペリティの面積比を 0.1～1.0の範囲において 0.1 刻みで変化させ、それぞれのケースについて 100 回の試行を行ったと
ころ、図 13 の解析結果を得た。当初仮定したアスペリティの面積に対して、推定されるすべり欠損の分布は 10％から最大で３倍程度過大評価となることが分かった。特にアスペリ
ティの面積比が小さい場合に過大評価の程度が著しくなる。このことは、逆に、測地デー
タからすべり遅れの存在が推定できない場合、プレート境界にはアスペリティが存在しない可能性が高いことを強く示唆するものである。

図 12(a)プレート境界と観測網の位置関係。(b)プレート境界に仮定した円形アスペリティ。

図 13

アスペリティの換算モーメントと推定されたすべり遅れの換算モーメントの関係。
167

この方法を日本海溝沿いと南海トラフ沿いの２地域について適用したところ、東北地方の 2011 年以前のデータからは固着域の面積比がおよそ 30～60％と推定されるのに対し、南海トラフでは 60～100％と、固着の度合いがより高いと推定された（Hirai
and Sagiya, 2013）（図 14）。

図 14 (a)東北地方の GPS データとプレート境界のすべり遅れ分布（1996-2000）。(b)南海
トラフ沿いの GPS データ。（c）東北地方におけるシミュレーション結果とデータに基づく推定結果。(d)南海トラフ沿いのシミュレーション結果とデータに基づく推定結果。
４) 測地データに基づくプレート境界のすべり分布手法の改良
プレート境界のすべり手法の改良を行い、2011 年３月に発生した東北地方太平洋沖地震に適用した。主な改良点は以下の２点である。一つは、プレート境界の断層すべりに対する地殻の変形応答について、３次元不均質構造を用いた点である。有限要素法を用いて東北地方の３次元不均質構造をモデル化し、弾性変位応答のグリーン関数を用いて逆解析に使用した。単純な半無限弾性体を仮定した場合と比べると、変位応答が 20％程度変わる場
168

合もあり、求められるすべり分布に対する影響が無視できない。もう一つの改良点は、断層すべりの空間解像度を最適化した点である。この手法では、モンテカルロ法によりサンプリングされた各小断層間の相関係数に基づいて空間解像度を最適化する。小断層間の相関が負の場合には、小断層間の推定値にトレードオフが生じていることを示し、断層を一回り大きく設定することでトレードオフを解消する。これらの操作を繰り返すことで空間解像度を最適化した。
解析対象領域は東北地方を中心とした 1500km×1600km×400km の領域で陸上及び海底の地形を考慮した。2011 年東北沖地震のすべり解析には、モデル化された領域に含まれる
GEONET の 観 測 点 及 び 海 底 GPS 観 測 点 (３ カ 所 )を 用 い た 。 な お 、 有 限 要 素 法 の 解 析 に は
GeoFEM を使用し、Split Node 法で与えた断層すべりに対する地表の変位応答関数を求め、逆解析に使用している。逆解析にはマルコフ連鎖モンテカルロ法を使用した。この解析法
は逆行列を使用しないため、平滑化パラメータを導入する必要がない。なお、本解析では
先験情報として地震の大きさをマグニチュード９として解析した。
図 15(d)は均質な異なる大きさの小断層での解析例である。なお、LEVEL４～１の順に解像度が細かくなっているが、LEVEL１～３についての残差はほぼ同じで 99％程度である。
LEVEL１の解像度では小断層間に大きな相関が見られるため、トレードオフが生じている。
本解析で得られた最適解は図 15(e)に示す通りである。ほかの解析結果と比較するとより陸側に近い場所で大きなすべりが推定された。

図 15 (a)FEM のモデル領域。(b)モデル領域の FEM メッシュの鳥瞰図。(c)断面図。(d) 解
像度を変化させた場合のすべり分布。(e) 空間解像度の最適化後の断層すべり分布。すべり分布を示すコンターは Ozawa et al. (2011)（白）及び Simons et al. (2011)(緑)。
169

４)水準測量データに基づく地殻変動の時空間変化の推定
水準測量データを用いて、南海トラフの地震サイクルに伴う地殻変動の全体像の整理作業を開始し、平成 21 年度は紀伊半島のデータ整理を中心に実施した。紀伊半島南部では、
1944 年東南海地震や 1946 年南海地震に伴って顕著な地殻変動が記録されたことに加え、海岸段丘や生物遺骸群集などの地質・地形データからも長期的な地殻変動が検出されている。宍倉・他（2008）は、紀伊半島南部においてヤッコカンザシの遺骸群集の年代と高度を測定することにより長期的な隆起運動の分布と速度を推定し、それらが海岸段丘の分布と同じく南東上がりの傾動を示すこと、1944 年及び 1946 年の地震を含む期間の水準測量
からは南上がりの傾動が求められており、長期的な地殻変動と地震時の変動のパターンが異なることを指摘した。しかし、こうした長期的な地殻変動との比較には、地震時の地殻変動だけを抜き出すのではなく、地震サイクル全体を通した累積変動量を用いる必要がある。水準測量は明治時代以来約 120 年にわたって行われており、南海トラフの地震サイク
ルをほぼカバーしているが、水準点の移転・再設等の影響で 120 年分の変動を直接比較できない場合が多い。そこで、水準測量と潮位データに基づいて、地殻上下変動の時空間的な分布を基底関数展開して推定し、任意の場所と時間で地殻変動量を求めることができる
手法（Fukahata et al., 1996, 鷺谷, 2000）を適用した。
図 16 は、そうして得られた結果の一部で、1944 年及び 1946 年の地震時の地殻変動分布と地震サイクル１回分の累積変動量分布を比較したものである。地震時の地殻変動は、従来の研究の結果と同様に南に傾き上がるような傾向を持つが、地震サイクル１回分の累積変動量は、特に海岸線付近において南東上がりの傾向を示しており、地質・地形のデータと整合的である。また、114 年間での累積隆起量の最大値は約 20cm で、隆起速度としては
1.7mm/年程度となる。生物遺骸群集の高度と年代値から測定された隆起速度は１～２mm/
年程度であり、本研究成果の値と整合的である。以上の結果は、巨大地震の繰り返し発生
によって海岸付近では長期的な隆起が生じる可能性を示すものであり、前杢（1992）が室戸岬において指摘した陸域での地震発生による間欠的な隆起は、少なくとも潮岬付近については生じていない可能性がある。

図 16

水準測量データから推定した紀伊半島南部の上下変動分布。（左）1944 年東南海地

震及び 1946 年南海地震に伴う地殻変動。(右)南海トラフの地震サイクル１回分（114 年間）
170

の累積変動量５)スロースリップの解析によるプレート境界の摩擦特性推定
本研究では、これまで地殻変動データの同化解析による断層面の摩擦パラメータ推定方法の開発を進めてきた。今年度は、豊後水道で繰り返し発生しているスロースリップ域の摩擦特性について解析を実施した。
Miyazaki et al. (2006) は、東海地方で発生したスロースリップに関して、GPS データ
から断層すべりの時空間発展の様子を求め、その結果から断層面上の各点におけるすべりと応力変化の関係などを推定した。しかし、東海スロースリップはこれまでに１度しか発生していないため、推定結果が場所の特性を表したものか確かめることができなかった。
一方、豊後水道では、1997 年、2003 年、2010 年にスロースリップが３度繰り返している。これらのイベントにおける断層すべり時空間分布を同一の手法で解析すれば、推定された断層すべりと応力変化の関係が場所の摩擦特性を示すものかどうか判断可能となる。

図 17

GPS データから推定した豊後水道スロースリップ域の摩擦特性。(a)すべり域の中央部に近いすべり弱化領域における摩擦特性。すべりの時間変化、すべり速度の時間変化、
すべりー応力関係、すべり速度ー応力関係を３回のイベントから求めた結果を重ねて表示している。(b)すべり域縁辺部のすべり境界域における摩擦特性。(c)解析に使用した断層面と例示したすべり域の場所。(d)すべりー応力間の比例係数の分布。すべりが５cm を越える灰色の楕円内部で信頼できる値が得られている。青で示された中央部のすべり弱化域の回りに赤で示されたすべり強化域が存在している。
171

1996 年以降に３度発生したスロースリップについて、GPS 連続観測データを同一の方法で推定し、それぞれにすべり‐応力関係を推定した。図 17 に示すように、３度のイベント
ですべりの時空間変化は必ずしも同一ではないが、断層面上の同一地点におけるすべりー
応力関係は毎回殆ど一緒であり、この解析結果がロバストであること、それゆえこうした解析により断層面の摩擦特性を推定できることが示された。また、スロースリップ域の中心部は弱いすべり弱化の特性を持ち、イベント中に約 0.1MPa 程度の応力低下が見られる一方、その周囲にすべり強化域が存在することから、こうした不均質な摩擦特性分布によってスロースリップ領域が規定されていることが示唆される。
６)データ同化手法の開発
予測シミュレーションによって将来の地殻活動予測を行うためには、観測データから得られる地球内部の力学状態の知見をシミュレーションに取り込むことが必要である。そのための手法を「データ同化」と呼んでおり、我々は地殻変動や地震活動データをシミュレーションに取り込めるようにするための技術開発やデータ構築を進めている。
データ同化の役割には大きく分けて２つある。一つはシミュレーションの現実からの乖離を避けるため、観測データに基づいて推定した応力・ひずみ・断層すべり等の物理パラメータを用いて逐次的にシミュレーションを修正・拘束することであり、もう一つはある程度まとまった観測データを与えて、シミュレーションの初期条件や摩擦パラメータを推定するもので、本研究では後者の手法開発を行った。
摩擦パラメータの推定は非線形性の強い問題である。最適解を推定するためには、無数の組み合わせを持つパラメータについて探索を行う必要があるが、それは計算能力の観点から効率的とは言えない。そこで注目されているのが、アジョイント法と呼ばれる解析手法である。アジョイント法は、時空間的に分布している観測データとモデル計算結果を比較した残差に対してアジョイント演算子を作用させて時間方向に逆伝播させ、モデルに含まれる物理パラメータの初期値や摩擦パラメータに対する修正量を求める手法であり、モンテカルロ的な手法に対して計算量が少なくすることが可能である。スロースリップの地
震サイクルを模した単純なシミュレーションを対象としてアジョイント法を適用し、パラメータの最適化に関する検討を実施した。対象としたモデルは１セルの単純なもので、ス
ロースリップが発生する条件でシミュレーションを行い、得られたすべり速度にノイズを加えた人工データを用いて摩擦パラメータ推定を行った。同化解析に用いるデータ範囲を変えると、最初のスロースリップイベントですべり速度が最大となる付近までのデータを使用することで、その後のすべり履歴が正しく予測されることが分かり、また、相当程度
データを間引いて同化解析を行ってもすべり履歴の予測にはあまり大きく影響しないことが分かった（図 18）。これらは、同化解析に使用するデータが現象の特徴を正しく表していれば、データ量を減らしても良いことを表しており、現象の変化が緩やかで、新たな観測データを得たことによる情報利得が必ずしも大きくない固体地球現象の特徴が現れたものと考えられる。

172

図 18

アジョイント法により推定された摩擦パラメータを用いたシミュレーションと解析に用いた模擬データの比較。左は同化解析に用いるデータ量（緑で示すデータ）を変化させた場合、右は解析に使用するデータのサンプリングを変えた場合の結果である。
一方、現実の観測データを用いてデータ同化を行う際には、非常に限られた期間の観測データしか利用できない場合も多く、そのような条件下で推定した結果がどのようなバイアスを持つ可能性があるかを、グリッドサーチを用いた網羅的探索により把握しておく必要がある。そのような観点から、観測期間の大部分を占める非イベント時（地震間）のデータを用いてどの程度モデルパラメータの情報を引き出せるか調べた。
以下では、地震発生サイクルを表現する物理モデルとして、無限弾性媒質中に存在する
平面断層モデルを用いた。断層は１辺 25.6km の正方形で、内部は１ 辺 100m の正方形の小断層に分割されている。中央に半径６km の円形の領域を設定し、真のモデルにおいて、定常すべりの速度依存性を規定する摩擦パラメータを円の内部は A-B＜0、外部は A-B＞0とする。定常状態間の遷移に必要な特徴的すべり量 L は円の内外においてそれぞれ一様の値とする。この条件下で 10cm/yr のローディングを与え断層上のすべりの時間発展を計算
すると、円の内部で地震、外部で余効すべりが発生する（周期：約 11 年）。断層面から４km 離れた平面上に分布させた観測点の変位履歴にノイズを加えて観測データを合成し（データ期間 5.5 年、データ間隔：0.1 年）摩擦パラメータのデータ同化実験を行った。様々な摩擦パラメータの組み合わせについて、計算結果の全期間分の観測データとの適合度（尤
度）を計算し、尤度が最大になる期間の値を採用する。そして、
１．観測点間隔が２km、４km
２．観測データのノイズがσ＝２cm、４cm
３．データ期間が地震サイクルの後半、最後の 1/4
173

の各ケースについて尤度分布を比較した。

図 19(a)データ同化実験を行ったモデルの概要。(b)シミュレーションにより得られた人工的な観測データ。赤い四角で囲った範囲を解析に使用した。(c)２つの摩擦パラメータ（Bと L）に対する尤度の分布。赤い四角で囲った範囲が真の値であり、正しく推定できていることが分かる。
その結果、地震間のデータのみでも真の値の辺りで最も尤度が高くなり、摩擦パラメー
タをある程度推定可能であることがわかった。ただし、L については A-B と比較して解像度が悪い。これらの結果は以下の通り説明できる。断層の固着状態は主に A-B に依存し、その固着状態に伴い観測点の変位履歴も変わる。この変位履歴の計算値とデータとの傾きの差によって残差が大きくなるため尤度の違いが生じ、解を推定できる。また、観測点数
よりも観測誤差の大きさやデータ期間が推定結果に大きな影響を与えることが分かった（図 19）。
大地震発生後の余効変動は摩擦パラメータに関する情報を多く持つと考えられ、余効変
動 デ ー タ に 基 づ く 摩 擦 パ ラ メ ー タ 推 定 の 試 み が 行 わ れ て い る （ Johnson et al., 2006,
Fukuda et al., 2009）。しかし、従来のモデルは余効変動の空間的な広がりを無視し、時間変化の情報だけを用いていた。そこで、すべりの伝播を表現できる２次元平面断層モデ
ルを用いて、余効すべりを再現するような断層面上の摩擦パラメータ推定実験を行った。
その際、観測点の分布や観測期間の違いによって推定結果（摩擦パラメータの尤度分布）がどのように変化するか調べた。なお、この地震サイクルの周期は 11 年、データ期間は地震発生翌日から最大２年とした。そして、観測点を全て、片側半分、端の 1/4 を使用した
174

場合の尤度分布を比較した（図 20）。

図 20余効変動データの解析による摩擦パラメータの推定結果。データ期間や観測点数を変えた場合の推定結果を示す。
尤度分布は、観測点分布にほぼ関係なく、データ期間の増加に伴い収束していった。地
震後約１か月で推定範囲の傾向が見え、３か月でさらに範囲が絞られる。断層面上の変位
及びそれに伴う観測点変位の履歴を確認したところ、アスペリティ外で生じる余効すべりの伝播に伴う、直上の観測点変位の変化が尤度推定に寄与しているとわかった。なお、パラメータ推定に使用した観測点分布の違いが尤度推定にほとんど影響がなかったのは、余
効すべりの伝播に伴う観測点変位の変化が大きくなる、アスペリティ外直上の観測点が多数含まれているためと考えられる。
７)

地震活動データベースの整備

地震活動の長期変化から広域応力場の時間変化を検出するために、1994 年１月１日から2007 年 12 月 31 日までの間に関東地方及び東海・東南海地域で発生した M3.3 以上の地震
約 4,000 個の震源及び M を再決定した。再決定には、東京大学地震研究所が関東甲信越に展開している微小地震観測点、名古屋大学と東北大学が展開している観測点、及び気象庁の東海沖と房総沖の海底地震計など、合計 23 か所を使用した。記録された 1787 個のイベ
ント波形ファイルの P 波・S 波到着時と最大振幅を、全て手動により注意深く再検測し、175

それらのデータを使用して震源と M を再決定した。選定した 23 か所の観測点は期間中に観測条件が変化していないこと、再検測は検測経験豊富な一人の作業員が行ったことなどか
ら、作成された地震カタログは時間的・空間的に極めて均質であると考えられる。
その結果、
１．東海地方で発生した深さ 20km 以浅の地震 70 個の積算度数分布を見ると、2000 年７月
以降発生レートが増加し、その後徐々に低下、2005 年頃に元のレートに戻った（図 21）。
この変化は東海スロースリップと同期しているように見える。
２．2005 年８月から 2007 年 12 月にかけての約２年半、茨城県南部から東京湾にかけての深さ 30～60km では顕著な地震活動の活発化が観測された。さらに、同時期において銚子沖の深さ 20～50km では顕著な静穏化が観測された。これらの地震活動度変化を起こした領域
は、2008 年５月８日に茨城県沖で発生した地震（M7.0 と M6.4）の深部延長部に位置している。太平洋プレート上面のゆっくり滑りが発生し、周囲の応力場(Coulomb Failure Stress,
CFS)が変化し、地震の活発化と静穏化を同時に引き起こしたと考えられる（図 22）。 GPS

観測網(GEONET)のデータにも長期的 SSE の発生を支持する水平変動が見られた。

図 21．東海地域の地震活動の長期変化。左が震央分布、右がその積算度数。

176

37˚

Ts = 2001.0

2002.02003.02004.02005.6

2006.0

36˚

35˚

139˚

-5

図 22

-4

-3

140˚

-2

-1

141˚

142˚

0
1
Z-value

2

3

4

5

ZMAP。 赤色は地震活動の静穏化、青色は活発化を示す。2005 年８月(2005.6)では、霞ヶ浦付近で活発化、銚子付近で静穏化が見られる。★は 2008 年茨城沖の地震の震央、灰点はその余震を示す。
８) 地震メカニズムトモグラフィによる流体圧分布の推定

地震発生は地球内部の応力場を反映するが、その際、地殻内の間隙を満たす流体に
よって断層面の実効法線応力が低下し、有効摩擦係数が小さくなって破壊を起こし易くなることが知られている。従って、地下の流体圧分布を推定することは大変重要な課題であるが、これまで孔井を用いた直接的な測定以外に流体圧を推定する方法が無かった。そこで、地震のメカニズム解から地殻内の３次元流体圧分布を直接推定する
地震メカニズムトモグラフィ法（Focal mechanism tomography, FMT）を開発し、2009
年イタリア・ラクイラ地震の震源域周辺の震源メカニズム解に適用して詳細な流体圧分布を推定した（図 23, Terakawa et al., 2010）。この手法では、地震すべりが標準的な摩擦係数によるクーロンの破壊規準に支配されるという古典的な物理法則に基づき、応力場に対する断層面の向きを調べることにより、その地震を駆動した間隙流体圧を推定する。そして、個々の地震データから離散的に得られた間隙流体圧の値に対し、ABIC を用いたインバージョン解析を適用することにより、３次元の流体圧分布を推定誤差と共に推定する。この解析により、ラクイラ地震震源域では、深さ７～10km
付近に静水圧状態を 20-40MPa 近く上回る高圧流体が存在することが分かり、得られた
流体圧分布の形や地震活動の時間発展から、これらの地震活動が、高圧流体域からの流体拡散に伴う既存断層面の強度の低下により駆動されたものと推定された。この手法は広域的な観測から地震破壊に影響を及ぼす流体圧の分布を推定する新たな可能性を示すものであり、別途推定される地殻の応力分布と組み合わせれば、地震の破壊基準の判定を行えるようになるかも知れない。データ同化の観点から非常に重要な新手法であると言える。
177

図 23

FMT 法で求めたラクイラ地震震源域付近の流体圧分布と震源分布。

(d) 結論ならびに今後の課題
本研究により、南海トラフ周辺を中心とする日本列島各地の、過去約 120 年間にわたる
地殻変動の様子が整理された。こうしたデータは、今後、南海トラフの大地震に関する調査研究を進めていく上で基礎となる重要なデータである。日本列島で GPS 連続観測が開始されてから間もなく 20 年になろうとしており、この観測によって得られたデータは世界的に見ても貴重な情報の宝庫である。しかしながら、20 年という時間は、大地震の発生間隔に比べると依然として短く、GPS 以前の測量手法によるデータにも頼らざるを得ない。一方で、三角測量や水準測量のデータは、本研究でも指摘されたように精度上様々な問題を抱えており、その取り扱いに十分に注意していく必要がある。こうした情報が正しく使いやすい形で提供できるよう、データベースの整備をさらに進めていくことが必要であり、それが今後の課題となる。

178

(e) 引用文献
1) Ando, M., Source mechanism and tectonic significance of historical earthquakes
along the Nankai trough, Japan, Tectonophys. 27:119-140, 1975.
2) 藤井陽一郎・杉田要・中根勝見, 東北日本の地殻歪（Ⅱ）—計算結果—, 測地学会誌, 32,
43-55, 1985.
3) Fukahata,Y.,

C.Honsyo

andM.Matsu’ura,

Crustalmovementson

Shikoku,southwesten Japan, inferred from inversion analysis of leveling data using ABIC,
Tectonophys., 257, 239-252, 1996.
4) Fukuda, J., K. M. Johnson, K. M. Larson, and S. Miyazaki, Fault friction parametersinferred from the early stages of afterslip following the 2003 Tokachi-oki
earthquake, J.Geophys. Res., 114, B04412, doi:10.1029/2008JB006166, 2009.
5) Hashimoto, C., A. Noda, T. Sagiya, and M. Matsu’ura, Interplate seismogenic zones
along the Kuril-Japan trench inferred from GPS data inversion, Nature Geoscience,
2, 141-144, 2009.
6) 橋本学, 測地測量により求めた日本列島の地震間の平均的な地殻水平歪速度（Ⅰ）：
本州・四国・九州, 地震, 43, 13-26, 1990.
7) Heki, K. and S. Miyazaki, Plate convergence and long-term crustal deformationin central Japan, Geophys. Res. Lett., 28, 2313-2316, 2001.
8) Hirai, T., and T. Sagiya, Biased geodetic inference on asperity distribution ona subducted plate interface: a quantitative study, Earth Planets Space, in press.
9) 石川典彦・橋本学, 測地測量により求めた日本列島の地震間の平均的な地殻水平歪速度（Ⅱ）, 地震, 52, 299-315, 1999.
10) Johnson, K. M., R. Burgmann, and K. M. Larson, Frictional properties on the San
Andreas fault near Parkfield, California, inferred from models of afterslip
following the 2004 earthquake, Bull. Seismol. Soc. Am., 96, S321-S338, 2006.
11) 前杢英明, 西南日本外帯部の完新世地殻変動，第四紀研究，31, 285-296, 1992.
12) 松岡裕美・岡村眞・岡本直也・中野大智・千田昇・島崎邦彦, 津波堆積物に記録された南海地震の繰り返し間隔, 日本地球惑星科学連合 2006 年大会, S141-P037, 2006.
13) McCaffrey, R., Crustal block rotations and plate coupling, Plate Boundary Zones(ed. by S. Stein and J. Freymueller), Geodynamics Seroes 30, 101-122, Am. Geophys.
Union, 2002.
14) Miura, S., T. Sato, A. Hasegawa, Y. Suwa, K. Tachibana, and S. Yui, Strain
concentration zone long the volcanic front derived by GPS observations in NE Japanarc, Earth Planets Space, 56, 1347-1355, 2004.
15) Miyazaki, S. and K. Heki, Crustal velocity field of southwest Japan: Sunduction
and arc-arc collision, J. Geophys. Res., 106, 4305-4326, 2001.
16) Miyazaki, S., P. Segall, J. J. McGuire, T. Kato, and Y. Hatanaka, Spatial andtemporal evolution of stress and slip rate during the 2000 Tokai slow earthquake,
J. Geophys. Res., 111, doi;10.1029/2004JB003426, 2006.
17917) Nishimura, T., T. Hirasawa, S. Miyazaki, T. Sagiya, T. Tada, S. Miura, and K.
Tanaka, Temporal change of interplate coupling in northeastern Japan during
1995-2002 estimated from continuous GPS observations, Geophys. J. Int., 157,
901-916, 2004.
18) Obara, K., Nonvolcanic deep tremor associated with subduction in southwest Japan,
Science, 296, 1679-1681, 2002.
19) Ozawa, S., T. Nishimura, H. Suito, T. Kobayashi, M. Tobita, and T. Imakiire,
Coseismic and postseismic slip of the 2011 magnitude-9 Tohoku-oki earthquake,
Nature, 475, 373-377, 2011.
20) Sagiya, T., Interplate coupling in the Tokai district, cetral Japan, deduced fromcontinuous GPS data, Geophys. Res. Lett., 26, 2315-2318, 1999.
21) 鷺谷威，地殻活動予測シミュレーションと地殻変動データ同化，地震研究所集報，75，145-158, 2000
22) Sagiya, T., S. Miyazaki, and T. Tada, Continuous GPS array and present-day crustal
deformation of Japan, PAGEOPH, 157, 2303-2322, 2000.
23) Simons, M., S. E. Minson, A. Sladen, F. Ortega, J. Jiang, S. E. Owen, L. Meng,
J.-P. Ampuero, S. Wei, R. Chu, D. V. Helmberger, H. Kanamori, E. Hetland, A. W.
Moore, and F. H. Webb, The 2011 Magnitude 9.0 Tohoku-oki earthquake: mosaicking
the megathrust from seconds to centuries, Science, 332, 1421-1425, 2011.
24) 宍倉正展，越智智雄，前杢英明，石山達也，永井亜沙香，南海トラフ沿いに起きた歴史 地 震 に 伴 う 隆 起 を 記 録 し た 紀 伊 半 島 南 部 沿 岸 の 生 物 遺 骸 群 集 ， 歴 史 地 震 ， 23 ，21-26, 200825) Terakawa, T., A. Zoporowski, B. Galvan, and S. A. Miller, High pressure fluidat hypo-central depths in the L’Aquila region inferred from earthquake focal
mechanisms, Geology, 38, 995-998, 2010.

180

3.7 サブプロジェクト 2-2
過去の地震発生履歴から見た地震サイクルの多様性の評価
担当：国立大学法人高知大学

181

(１)

業務の内容

(a) 業務題目
過去の地震発生履歴から見た地震サイクルの多様性の評価(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

高知大学理学部教授

岡村眞

高知大学理学部

准教授

松岡

裕美

東京大学地震研究所地震予知情報

教授

佐竹

健治

センター
(c) 業務の目的
南海トラフ沿いの沿岸域湖沼に地質記録として残された津波の痕跡を調査するとともに、採取した地質試料を分析することにより、南海トラフの海溝型巨大地震発生サイクルを超えた、過去数千年間にわたる地震履歴を明らかにする。また、津波の痕跡以外のものも交えることで、巨大地震の発生履歴を再検討する。こうした過去の地震履歴から、地震発生サイクルごとの規模や再来間隔などの違いを明らかにし、その多様性をもたらす原因の解明を目指す。
(d) ５ヵ年の年次実施業務の要約
１) 平成 20 年度：南海トラフ沿いの東海地域における過去の地震履歴を明らかにするために、
浜名湖湖底の地質記録に残された過去の津波の調査を行った。高分解能音波探査を行い、
湖底下 10ｍ程度の音響断面図を得て解析を行うとともに、ピストンコアリングによって湖
底下４ｍ程度の柱状試料を採取し分析を行った。音響断面図と堆積物の分析結果から、浜
名湖では湖底下約１ｍと約２ｍにイベントを示唆すると思われる顕著な砂層が分布していることが明らかになった。年代測定の結果から、深度１ｍの砂層は西暦 1707 年の宝永地震の津波に対比することができ、深度２ｍの砂層は 3500～4000 年前のイベントであることがわかった。1707 年の宝永南海地震による津波は、1498 年の明応地震による津波によって湖
口が海とつながって以降の過去 500 年間では、浜名湖において最大のイベントであったことが明らかになった。
さ らに 大 地 震 発生 サ イ ク ルと 連 動 条 件評 価 の た めに 、 主 に 南海 ト ラ フ を例 と し て ， 連
動・非連動を考慮した巨大地震の発生履歴の再検討を行い，地震活動・地震波解析・津波モデルなどの高度化を図った。
２) 平成 21 年度：南海トラフ沿いの過去の地震履歴を明らかにすることを目的に、沿岸湖
沼の津波堆積物調査を行った。浜名湖については、昨年度採取した試料の分析を進めた。
また、紀伊半島から四国にかけての沿岸地域について、文献、地形図、航空写真等を用いて津波堆積物調査地点を机上で検討した。その結果をもとに、四国南東岸にあたる徳島県
182海部郡美波町の周辺において現地調査を行った。特に田井ノ浜の池においては、過去約1500 年間に少なくとも４回の津波イベントが記録されていることを明らかにした。
さらに大地震発生サイクルと連動条件評価のために、南海トラフにおける連動・非連動を考慮した巨大地震の発生履歴の再検討を行い，地震活動・地震波解析・津波モデルなどの高度化を進めた。21 年度は特に東シナ海におけるシミュレーションを行った。
３) 平成 22 年度：南海トラフ沿いの過去の地震履歴を明らかにすることを目的に、沿岸湖沼の津波堆積物調査を行った。平成 20 年度より継続していた浜名湖の研究を完了させるとともに、四国南東岸の徳島県海部郡美波町田井ノ浜の池における分析を進め、さらに四国東端の徳島県阿南市蒲生田大池においても調査を開始した。浜名湖での過去 500 年間については、これまでの成果により 1498 年の明応、1707 年宝永地震と考えられるイベン
トが明らかになっていたが、それよりも古い過去 5000 年間の浜名湖の堆積環境の変化を明らかにした。蒲生田大池では過去約 2500 年間の安定した堆積物記録を得ることができ、約2000～2500 年前に津波と考えられるイベントを発見することができた。
さらに大地震発生サイクルと連動条件評価のために、南海トラフにおける連動・非連動を考慮した巨大地震の発生履歴の再検討を行い，地震活動・地震波解析・津波モデルなどの高度化を進めるとともに、日本海溝北部～千島海溝南部沿いの詳細な大地震発生サイクルの研究も行った。
４) 平成 23 年度：南海トラフ沿いの過去の地震履歴を明らかにするために、沿岸湖沼の津波堆積物調査を行った。四国の東端にあたる徳島県阿南市蒲生田大池では、過去約3000 年間の履歴を明らかにした。その中で地質記録に残された津波の痕跡は約 2000～2300
年前の一回だけであることが明らかになった。この池の周辺地域では、宝永、安政、昭和の南海・東南海地震では大きな津波被害は知られてはおらず、堆積物の記録にもこれらの
歴史津波の痕跡は確認することができない。ここで明らかになった約 2000～2300 年前の津波痕跡は、過去 3000 年間で一回の出来事であると言えることから、巨大地震発生サイクルを考える上で貴重なデータを得ることができた。紀伊半島では、三重県尾鷲市の須賀利大池において調査を行った。ここでは約 3300 年間の堆積物記録を得ることができ、約 2000
～2700 年前に明瞭な津波痕跡を確認した。
平成 23 年度は、過去の東海・南海地震の津波シミュレーションのための準備を行った。
また、連動型巨大地震である 2011 年東北地方太平洋沖地震による津波高調査を、この地震による巨大津波の全容解明のために、三陸海岸（青森県・岩手県・宮城県）において行った。
５) 平成 24 年度：南海トラフ沿いの過去の地震履歴を明らかにするために、紀伊水道に面した四国東端の徳島県阿南市蒲生田大池及び紀伊半島東岸の三重県尾鷲市須賀利大池
における調査を行った。その結果蒲生田大池では過去 6500 年間の、須賀利大池では過去3500 年間の津波履歴を明らかにすることができた。さらに、これまでに明らかになっている四国及び九州沿岸域の結果を総合し、過去約 3500 年程度の南海トラフの海溝型巨大地震
183

発生サイクルについて、規模や再来間隔などをまとめた。津波堆積物として繰り返し記録
されるやや大きめの津波は、300 年程度の周期で襲来していたことが明らかになった。また連動型である宝永地震津波は各地に顕著な津波堆積物を残しているが、過去数千年間ではそれを越えるものも存在することが明らかになった。これらの結果から連動・非連動を考慮した巨大地震の発生履歴の総合的検討を行った。
さらに、1498 年明応地震以降の南海トラフ沿いの津波高の既往研究の再検討を行った。
日本海溝沿いにおける過去の巨大津波の履歴とそれらの断層モデルを再検討を行うとともに、日本海溝北部～千島海溝における、過去約 110 年間の大地震・巨大地震発生サイクルの検討結果のまとめを行った。
(２) 平成 20～24 年度の成果
Ⅰ 津波堆積物調査による過去の地震履歴の解明(a) 業務の要約
南海地震連動性評価のために過去の南海地震履歴を明らかにすることを目的として、南海トラ
フ沿岸域の浜名湖、紀伊半島東岸の須賀利大池、四国東岸の蒲生田大池及び田井ノ浜の池の４つの湖沼で津波堆積物の調査・分析を行った。
これらの池の津波履歴から、堆積物記録に残るような津波は 300 年程度で繰り返し発生
していることが分かった。歴史記録からは、宝永地震の津波は 1000 年に１度の津波と言われているが、地質記録もそのことを裏付けている。しかしながら、宝永津波が過去最大であるとは言えず、特に蒲生田大池の約 2000 年前の津波は、過去 6500 年間で唯一最大のものである。西暦 684 年の天武地震と考えられる津波は、多くの湖沼で明瞭な痕跡を残しており、この地震も宝永地震のような 1000 年に１度の地震かもしれない。また、これらの湖
沼は数千年の間、比較的安定した堆積環境を保っており、少なくとも過去 6500 年間では、池ごと削剥するような想定外の規模の津波は発生していないことも明らかになった。
(b) 業務の実施方法
本年度の業務は、主に南海トラフ沿岸湖沼における津波堆積物の調査、分析によって実施した。使 用した経費 は主に現地 調査、学会 発表のため の旅費、試 料の採取・ 分析の消耗品の費用 、そして炭 素 14 年代 測定費に用 いた。調査 結果は初年 度を除き、毎年５月 の日本地球惑 星科学連合 大会及 び 12 月のアメリ カ地球物理 学連合秋季 大会におい て発 表 するとともに 、研究情報 の交換を行 った。

184

(c) 業務の成果
１）浜名湖における津波堆積物調査
浜名湖は直径 10km 程度の湖で、かつては海であったが、約 3000 年前に湖口が閉じて淡水湖となった。西暦 1498 年の明応南海地震津波によって、今切口と呼ばれる湖口部が再び開いて海とつながり、現在は汽水湖となっている（池谷他，1990）。この時の津波は、湖の最奥にあたる三ケ日の集落にまで達していることが歴史記録から明らかにされている。また、1707 年の宝永地震、1854 年の安政東海地震においても浜名湖周辺域は大きな被害が記録されている（羽島，1977；都司他，1988）。
浜 名湖 の 湖 盆 は湖 の 中 央 部を 北 東 － 南西 方 向 に 走る 比 高 ５ ｍ程 度 の 小 崖に よ っ て 水 深10ｍ程度の北湖盆と水深２～３ｍ程度の南湖盆に分けられており、北湖盆は主に泥によって覆われているが、南湖盆は主に沿岸からもたらされた砂が分布している。この小崖から
北湖盆の南側の湖域において、過去の津波履歴を明らかにすることを目的として音波探査と湖底堆積物の採取を行った（図１）。音波探査はソノプローブ（カイジョー電気製 SP-3W
型地層探査機）を用いて３～12kHz の周波数で行い、船位は漁船用 GPS を用いて記録した。
測線は南北方向に 1.5～６km の長さで 12 本、測線総距離は約 40km である。さらにこの測線３に沿った小崖の麓から北湖盆にかけて、ピストンコアラーを用いて長さ４ｍ程度の柱状試料を９本採取した（図２）。このうち５本について試料の観察、写真撮影、帯磁率測定を行い、そのうちの３本については微化石分析、粒度分析を加えるとともに 27 試料の放射性 炭 素 年 代 測 定 を 行 っ た 。 放 射 性 炭 素 年 代 は 、 株 式 会 社 地 球 科 学 研 究 所 に 依 頼 し 、 Beta
Analytic 社において測定した。これらの音響断面図とコア試料の分析結果から、湖の古環境変遷を明らかにし、津波履歴の検討を行った。

図１.

音波探査船（左）及びコアリングいかだ（右）。

185

図２.

浜名湖の音波探査測線及びコアリング位置。音波探査測線は青線、測線番号は青カ

ッコ、コアリング位置は赤丸で示す。コアは HMN08-1 から HMN08-9 までの９本採取。湖域
で薄い水色の範囲は水深５ｍ以浅、青色の範囲は水深５ｍ以深、最も濃い青色の範囲は水深 10ｍ以深を示す。地形図は国土地理院発行２万５千分の１地形図を使用。

186

図３

浜名湖における音響断面図。図の左側が南、右側が北となる。スケールバーは縦が20ｍ、横が 500ｍで、縦横比は約１：25 である。図の中央に見えているのが浜名湖の北湖
盆と南湖盆を分ける小崖である。

187

音波探査によって小崖から北湖盆にかけての湖域において 12 本の音響断面図を得ることができた（図３）。小崖付近では湖底下約 20ｍまでの情報が得られているが、湖盆域では湖底下３～５ｍに音波散乱層が見られ、それ以深を見ることができない。これは堆積物中に含まれる有機物が分解されてできたガスによるものと考えられ、富栄養状態にある湖
沼に普通に見られる現象である。特徴的な反射面は湖底下約２～３ｍに見られ、小崖から北湖盆にかけて広く分布していることがわかる。北湖盆内では、この深度２～３ｍの特徴的な反射面より上位の地層は水平に連続して広がっており、堆積物が安定して堆積していることがわかる。湖底から深度１～1.5ｍにも明瞭な反射面が見られ、この反射面は北湖盆に広く分布している。小崖付近における音響基盤面は湖底下約 12ｍに存在する。
ピストンコア試料のうち、HMN08-1、HMN08-3、HMN08-9、HMN08-7、HMN08-8 の５本のコ
アについて分析を行った。HMN08-1 と HMN08-3、HMN08-7 と HMN08-8 はそれぞれほぼ同じ地点で採取している。音響断面図に見られる顕著な反射面は、コア HMN08-1、HMN08-3 では深
度約２ｍ、コア HMN08-7、HMN08-8 では深度約３ｍに存在すると判断できる（図４）。コア
試料は主に泥によって構成されており、上部は黒色、下部は淡褐色を示している。砂層は小崖に近いコア HMN08-1 と HMN08-3 では、深度約 100cm、180cm、220cm の３層を確認する
ことができた（図５）。上位から１層目と３層目の砂層は数 cm の厚さだが、２層目の砂層は 10cm 程度の厚さを示す。HMN08-7 と HMN08-8 では、深度 260 ㎝にスコリア質の火山灰層、その下位約５cm にパミス質の火山灰層のペアが見られる。これらは池谷他（1990）にも同様の記載がみられることから、富士大沢スコリアとカワゴ平パミスであると考えられる。
また深度約 280cm に厚さ１cm 程度の砂層を１層確認することができる。これらのコアの中間に位置する HMN08-9 では、深度約 210 ㎝に火山灰のペア、240cm に厚さ１cm 程度の砂層が見られる。
放射性炭素年代測定には主に貝殻や植物片などを用いたが、コア試料の上位 100cm 程度
は貝殻片等の炭酸塩を豊富に含んでいるが、下位では炭酸塩に乏しく、信頼性の高い年代測定試料を得ることが難しかった。年代測定の結果からは、コア HMN08-1 と HMN08-3 にお
いては、深度約 180cm の砂層を境界として、およそ 1500～4000 cal yBP の間の堆積間隙があることがわかった。一方、コア HMN08-7 と HMN08-8 では、堆積速度の変化はあるものの、ほぼ連続して堆積作用が続いていたと考えられる。コア HMN08-1 と HMN08-3 に見られた砂層は、１層目は約 300 年前、２層目は約 1500～4000 年前に相当することがわかった。スコ
リア質の火山灰とパミス質の火山灰のペアは約 3000 cal yBP の年代値を示し、2500～2800
cal yBP とされる富士大沢スコリア（町田・新井，2003）、3126～3145 cal yBP とされる天城カワゴ平火山灰（奥村他，1999）とよく一致している。
HMN08-1,HMN08-3 の深度約 180cm の厚い砂層は、音響断面に見られる深度約２ｍの顕著な反射面に相当すると考えられ、約 2500 年間の堆積間隙にも一致している。音響断面図や帯磁率測定の結果によるコア対比から、この厚い砂層は、HMN08-9、HMN08-7、HMN08-8 ではスコリア・パミス層の上位に相当すると考えられるが、これらのコアでは肉眼、粒度分
析いずれからも砂層などの明瞭な痕跡は確認できない。

188

図４

コアリング地点の音響断面図（測線３）。湖底下深度２～３ｍに顕著な反射面が見られる。右半分に見られる雲状の影が音波散乱層。

189

図５.

コア写真と模式柱状図。左側が写真で右側が模式柱状図。黒色で描かれているのが砂層、紫色はスコリア質の火山灰層。コア HMN08-1 と HMN08-3 では、深度 1.8ｍ付近の砂層の層準で堆積間隙が見られ、約 4000～1500 年前の間に相当する堆積物が欠損している。
音響断面図で確認できた深度約２ｍの顕著な反射面は、浜名湖の湖口が閉じ、淡水化したイベントに相当すると考えられる。これより下位では堆積物は主に南側の海から供給され、デルタフロントを形成しながら傾斜して堆積している。湖口が閉じることにより、堆積物の供給源は北側から流入する河川のみとなり、堆積速度は減少する。この時に HMN08-1、HMN08-3 では堆積よりもむしろ削剥の作用が働き、堆積間隙が形成されたと考えられる。
コア試料全体の過去 4000 年間では湖の環境変化の影響が大きく津波履歴の議論が難しいことから、特に上部の 150cm、過去 1500 年程度について詳細な分析を行った（図６）。
粒度分析の結果から、イベント堆積物と考えられる対比可能な顕著な砂層は、過去 1500190

年間では深度約 100cm 付近の１枚のみである。音響断面図で深度１～1.5ｍに確認できた明瞭な反射面は、この砂層に対比することができる。
石灰質ナノプランクトン化石は海成の微化石で、その存在は淡水環境下ではなく海洋の環境下で堆積したことを証明している。ただし、石灰質の微化石の特性として堆積後に溶解することもあるため、存在しないからといって淡水であるとは限らない。石灰質ナノプ
ランクトンは HMN08-1 では深度約 120cm 以降で産出し、特に砂層の上部に相当する 80cm
付近で多産する。HMN08-9、HMN08-8 でも同様に深度 100cm 以降で産出し、70cm 付近で産出のピークを示す。炭素 14 年代測定法では過去 300 年の年代を正確に決定することはできな
いが、砂層は西暦 1707 年の宝永地震の津波イベントであり、その下位のやや変色し石灰質
ナノプランクトンが産出し始める層準が西暦 1498 年の明応地震に伴って湖口が開いて汽水湖となったイベントに相当すると考えるのが最も妥当である。
湖口が決壊し海水が流入して汽水湖となる以前とそれ以後では環境が異なることから、
明応地震と宝永地震の津波を比較することは難しい。しかしながら、浜名湖では、明応以降の過去 500 年間では、宝永津波が唯一最大のイベントであったことが明らかになった。

図６.

浜名湖のコア試料の帯磁率測定結果（青線）、粒度分析結果（橙色線、緑色線）及

び石灰質ナノプランクトンの産出頻度（水色線）。粒度分析の結果からコアの上部における顕著な砂層は深度 100cm 付近の１層で、５本のコアで良く対比できる。石灰質ナノプラン
クトンの産出はこの砂層の 10cm 程度下位から始まり、砂層の上部で最多値を示す。

191

２）徳島県美波町田井ノ浜の池における津波堆積物調査
徳島県海部郡美波町は、フィリピン海に面した海岸に沿って入江ごとに広がる日和佐、木岐、由岐などの町から構成されるが、このなかでも特に由岐では過去に大きな津波が襲来したといわれている。村上他（1996）によれば、日和佐における安政津波の波高は４ｍであるが、由岐では安政津波で７-８ｍ、宝永津波で６-７ｍの波高が記録されている。由岐には、日本で最も古い南海地震の記念碑といわれている正平地震（西暦 1361 年）津波の慰霊碑も存在している。日和佐の恵比寿の池、由岐の田井ノ浜の池、由宇の池で予備的な調査を行い、その結果から田井ノ浜の池で本格的な調査を行った。
田井ノ浜の池は由岐の西側入り江である田井ノ浜に位置しており、海岸より 100～200ｍ離れた直径約 100ｍの池で、海岸には高さ約５ｍの浜堤がある。浜堤の上には樹齢 300
年はあるのではないかと思われる大きな樹木が存在している（図７）。地元の人の話では、
昭和南海地震津波で海水が流入したことがわかっている。海岸と池の間には JR の線路が通っており、これによって池は海側が 1/3 ほど埋め立てられている。池の陸側は標高 200ｍ程度の山地へと続き、現在は畑地となっているが、集水面積は狭く顕著な河川はない。田井ノ浜の池ではバイブロコアリングにより約４ｍの試料を５本採取した（図８）。
コア試料は主に泥から成る上位３ｍのユニットと、主に砂から成る下位１ｍの二つのユニットに分けられる（図９）。上位のユニットは主に褐色の泥によって構成されているが、何枚かの数 cm～10cm 厚の青灰色の砂層と白色粘土層を含んでいる。下位のユニットは主に極細粒から細粒の砂から成っており、何枚かの薄い植物片の層を含んでいる。このユニッ
トは貝殻片を豊富に含んでおり、現在のような淡水環境ではなく汽水から海水環境にあったと考えられる。上位から１層目の砂層はコア TAI10-1 では 50～90cm にあり、100～120cmの２層目の砂層のイベントを削り込んで堆積している。コア TAI10-1 の 135cm 付近には、砂混じりの白色粘土層が見られる。この砂混じりの白色粘土層は山側ほど厚い傾向がある
こと、砂は風化した砂であることから、山側から洪水などによってもたらされたものであると考えられる。３層目の砂層はコア TAI10-1 では 170～200cm に存在するが、肉眼では１cm 程度の砂層しか確認できない。４層目の砂層と５層目の砂層については、その境界が明瞭ではなく、同一のイベントである可能性もある。山側から流入したと考えられ得る砂混
じりの白色粘土層を除いた５層の砂層を上位より砂層Ａ～Ｅとした。
これら５本のコア試料は 50ｍ程度の範囲から採取されたにもかかわらず、砂層を対比することが難しい。海からの距離が近いため、上位の堆積物が下位の堆積物を削り込んで堆積し、対比を難しくしていると考えられる。また、年代測定値も逆転が多く発生していることから、イベントの年代を決定するためにはより多くの年代測定が必要である。砂層ＡとＢについては、それぞれ 1854 年の安政地震と 1707 年の宝永地震に対比できると考えられるが、砂層Ｃに関しては AD1000 年以降であるとしか言えない。砂層Ｄ，Ｅは AD200～700
年の値が得られている。砂層Ｅよりも下位の、海成の環境を示す主に砂によって構成されているユニットでは、約 BC300～700 年の値が得られている。従って BC300～AD200 年にこの池の環境が成立したことがわかる。

192

図７.徳島県海部郡美波町田井ノ浜の池のコアリング地点。地形図は国土地理院発行２万５千分の１地形図を使用

図８.

田井ノ浜の池の写真。山側から海側を望む（左上）、同東側から西側を望む（右上）

田井ノ浜の池におけるコアリング作業風景（左下、右下）。
193

図９.

田井ノ浜の池のコアのコア写真（左コラム）、堆積相（右コラム）、帯磁率測定結果（青線）、粒度分析結果（緑、橙線）及び暦年補正済みの年代測定結果（数値）。

194３）徳島県阿南市蒲生田大池における津波堆積物調査
蒲生田大池は四国の東端、蒲生田岬に位置する池で、三方を山に囲まれ北東方向に海に開けた直径約 100ｍの池である（図 10）。池と海は高さ５ｍ程度の浜堤をはさんで 50ｍ程
度の距離があり、海岸は中礫の礫浜となっている。この池の近隣の集落では、津波によって大きな被害を受けたという歴史的な記録はなく、近くの住民もここに津波の被害はないと語っていた。村上他（1996）によれば、この池よりも数キロ北に位置する阿南市橘における西暦 1707 年宝永地震の津波波高は３-４ｍであった。蒲生田大池では 2010～2012 年度の３年間で 19 本のコア試料を採取、そのうち 17 本について分析を行った（図 11）。

図 10.

蒲生田大池周辺の地形図（左上、国土地理院電子国土ポータルより）、海岸及び浜堤の写真（右上）。蒲生田大池の全景写真（下）。

195

図 11.

蒲生田大池周辺の標高とコアリング位置。データは国土地理院の基盤地図情報、

５ｍメッシュ標高。

図 12.

蒲生田大池コア試料 17 本の分析結果とその対比。これらのコア試料は池全体で細かく対比することが可能である。
196

図 13.

海側（左側）から陸側（右側）の試料の粒度分析結果。橙色の領域が中粒砂以上、黄色が細粒砂、黄緑色が極細粒砂の含有率を示す。桃色の背景をかけた部分が約 2000～
2300 年前のイベントで、海側のコアの方ほど砂の含有率が高い。山側から流入したと考えられる砂層は、山側ほど砂の含有率が高いだけでなく、淘汰が悪く極細粒砂を多く含むことがわかる。
コア試料はほとんどが含水率の高い褐色のシルトで構成されており、特に上部では繊維状の植物片が多く含まれている。何層かのやや明るい色の粘土層を見ることができるが、粗粒なものはほとんど含まない、淡水の池で静かに堆積したことを示す堆積相といえる。
17 本の試料のなかで比較的深い層準まで採取している８本では、深度約 450～500cm の最下層で淘汰の悪い青灰色の泥混じりの砂層に到達している。これは池が成立する以前の堆積物と考えられる。17 本の試料のなかで、６本の試料で粒度分析を行った。コア写真と帯磁率測定、粒度分析、放射性炭素年代測定結果を図 12 に示した。これらのコア試料は池全体で細かく対比することが可能である。肉眼で確認できる顕著な砂層は、最下部の砂層と海側の試料の深度 350cm 付近に見られる黒色の砂層のみである。放射性炭素年代測定は 44
197

試料で行った。その結果、コア試料の最下部の砂層はおよそ 6500 calｙBP であり、深度350cm の顕著な砂層は 2000～2300 cal yBP であることがわかった。相対的に陸側（東側）のコアである KMD12-9、KMD12-8、KMD12-7 では、約 4000～4500 cal yBP で堆積間隙が存在している。
イベント層である深度 350cm の砂層は、海側のコア KMD11-3、KMD11-4、KMD12-1、KMD12-2などでは 10cm 程度の層厚を持つが、陸側のコアでは肉眼で砂層を確認することはできない（図 13）。この砂層は明らかに海側のコアほど厚く堆積しており、砂が海から運ばれたことを示している。またこの砂層を形成する砂は淘汰がよく、黒色の中粒砂によって特徴づけられる。この砂層の上位には 30～40cm の層厚のやや暗い色を示す葉理構造をもたない層が堆積している。これは砂層を運んだ強い流れが湖底の泥を削剥し、最堆積したものであると考えられる。砂層は海側ほど厚いが、この再堆積の泥層は池全体でほぼ同じ厚さを持つ。この砂層と泥層を合わせて、イベント堆積物とする。約 6500 年をかけて 450～500cm
ほど堆積した湖底の堆積物で、この一瞬のイベントによって堆積したものが 40cm ほどを占めていることになる（図 14）。
粒度分析の結果から、コア試料の下部では肉眼では見えない何枚かの砂層が確認できる。
これらの砂層は海側に比べて明らかに山側のコアで砂の含有率が高い。これらの砂層は2000～2300 cal yBP のイベント砂層と比べて淘汰が悪く、図 13 では黄緑色で示されている極細粒砂の割合が高い。さらに顕微鏡観察の結果から、イベント砂層では円磨度の高い砂が多く含まれるが、陸側のコア試料で顕著な下位の砂層は円磨度が低く白色の風化部を持つ砂が多い（図 15）。一般的に海岸や海底の砂は波の営力により運ばれ研磨されるので、淘汰がよく円磨度が高いが、陸上の砂は風化の影響を強く受けるので淘汰が悪く円磨度が低いだけでなく風化部が残っていることが多い。これらのことからイベント砂層以外の砂層は、陸側の斜面や渓谷から運ばれたものであると考えることができる。ただし約 4000 cal
yBP に一層、顕著ではないが海側から運ばれた可能性がある砂層が確認されている。
以上の結果から、蒲生田大池では少なくても過去 6500 年間は堆積物が安定して堆積する環境にあったことがわかる。この中で約 2000～2300 年前のイベントは唯のイベントである。この池には宝永などの歴史記録に残る津波の痕跡は残されておらず、この津波は少な
くとも過去 6500 年間では唯一最大であるといえる。

198

図 14.

コア KMD11-4 の写真。左上が最上部、右下が最下部、コア脇の目盛は１cm で全長473cm。１本のコアを縦に半割し、見開いた形の写真となっている。赤矢印の部分が約 2000
～2300 年前のイベント層。

図 15.

砂の顕微鏡写真。主に海側から運ばれたと考えられる約 2000～2300 年前のイベン

ト層の砂（上）、主に陸側から運ばれたと考えられる砂層の砂（下）。海から運ばれた砂は
比較的淘汰がよく、円磨度が高い。
199

４）三重県尾鷲市須賀利大池における津波堆積物調査
須賀利大池では平成 12 年度に津波堆積物調査が行われている（都司他，2001）。ここ

では過去約 2500 年間に９枚の津波堆積物と思われる砂層が確認されているが、池全体の堆積環境の変化の検討及び津波堆積物の対比が十分になされていないこと、ここでも約 2000
年前に大きな津波の痕跡が確認されていることから、再調査を試みた。
須賀利大池は熊野灘に突き出た半島の先端部にあり、東西約 500ｍ、南北 100ｍの東西に細長い比較的大きな池である（図 16）。周囲は急峻な山に囲まれており、集水面積は狭く大きな河川はないが、池の北西部に渓谷とそれに伴う小さなデルタが確認できる。津波の流入路としては、東側、西側、さらに南側にも海に通ずる低地がある（図 17）。東側と南側は標高約５ｍであるが、西側の流入路は標高３ｍ程度しかない。地元の漁師は、伊勢湾台風の高潮で池に海水が流入したと証言している。海岸は東と南が岩石海岸で、西側は直径 10cm 程度の円礫からなる海岸であり、津波堆積物の供給源となるような砂浜はない。
これらのことから津波の記録計としての条件が整ってはいないため、堆積物の詳細な検討が必要である。
2011 年度に４本、2012 年度に９本、合計 13 本の試料を採取し、これまでに８本の試料を分析した。試料は押し出し半割後、写真撮影、記載、帯磁率測定を行い、このうち４本の試料については粒度分析を行った（図 18）。また 58 試料について放射性炭素年代を測定した。この池では湖底から 450～750cm の試料を採取することができた。堆積物は主に褐色の泥から成っているが、８本のうち５本の試料では、最下部の堆積物は貝殻などを含む淘
汰の悪い青灰色の泥、礫混じりの砂によって構成されている。これはこの池が形成される以前の海であった時代の堆積物であると考えられる。ここでは主に池が成立して以降の堆積物について分析、検討を行った。
年代測定の結果から、この池が成立したのはおよそ 3500 cal yBP である。3500～2700 cal
yBP の堆積物は、植物片等はほとんど含まない褐色の泥によって構成されている。その間に、砂や粘土、植物片を含むイベント層が３～４回見られる。2700～2000 cal yBP は、津波堆積物と考えられる礫や砂、植物片などが厚く堆積しているが、上位の層が下位の層を削剥しているため、正確な回数はわからない。2500～2700 cal yBP、2300～2500 cal yBP、2000 cal yBP 前後の３回の大きなイベントがあったと考えられる。その後 2000～1000 cal
yBP の間は、南側の流入口に近いコア SGR12-7 を除いて、粗粒な成分に乏しい褐色の泥が堆積している。この間に池全体で確認できるイベントは２回のみであり、西暦 684 年の天武南海地震と 887 年の仁和南海地震に対比可能である。SGR12-7 では、それ以外にも３～４回のイベントが確認できる。約 1000 cal yBP で池の堆積相は大きく変化する。それ以前の堆積物は、樹木の葉を多く含む褐色の泥で含水率が比較的高く、砕屑物よりも植物遺骸や珪藻などによって構成されているが、それ以降は、主に草本や水草などの植物片を含んだやや白色がかった砕屑物の泥によって構成されている。約 1000 cal yBP 以降も、池の西側のコア SGR11-4、SGR12-4、SGR11-3、SGR12-5 では、比較的安定して堆積作用が継続し、1000 年間で５層の砂層がほぼ等しい間隔で確認できる。一方、池の東側のコア SGR12-7、SGR11-1 では、少なくても２回の大きなイベントによって下位の堆積物の削剥と再堆積が200

行われている。このイベントの年代はわからないが、少なくても最も東側のコア SGR11-1
では下位の天武や仁和の時代に相当する堆積物は削剥されて堆積間隙となっている。堆積層の厚さも、1000 cal yBP 以降で西側のコアでは 250cm 程度あるが、東側のコアでは 150cm
程度の厚さしかなく、間欠的な記録しか期待できない。
須賀利大池のコア試料では、池が成立した層準から 30～40cm 上位でスコリア質の火山灰層を厚さ１cm 程度の黒色層として肉眼で確認できる。これは年代とスコリア質の火山灰であることから、広域テフラである富士大沢スコリアであると考えられる。富士大沢スコ
リアの堆積年代は 2500～2800 cal yBP といわれているが（町田・新井、2003)、本研究で得られた年代値では 3000～3200 cal yBP となる。浜名湖のコア試料では富士大沢スコリアの直下にカワゴ平パミスが観察できたが、ここでは確認されなかった。富士大沢スコリア
は、浜名湖では細粒砂サイズ（125～250μm）であったが、須賀利大池では極細粒砂サイズ（65～125μm）を示している。また、四国東端の蒲生田大池のコア試料においても富士大
沢スコリアの存在は帯磁率測定結果から確認できている。しかしながらここでは、スコリ
ア層は極細粒砂よりも細かい泥のサイズ（65μm 以下）であり、粒度分析や肉眼での観察では判別できなかった。富士大沢スコリアが紀伊半島や四国で確認された記録はこれまでにないと思われるが、このことは湖底堆積物が陸上堆積物と比較して圧倒的に安定した記録器であることを証明している。
須賀利大池では池が成立してからの過去 3500 年間で少なくとも 18 回のイベントを確認することができた。この池の条件下で津波履歴の詳細な検討を行うことは難しいと考えられるが、これまで他の池の調査で津波の規模が大きかったと考えられている 2000 年前、西暦 684 年天武地震などに対比できるイベントは、この池でも明瞭な痕跡を残している。

201

図 16.

須賀利大池周辺の標高とコアリング位置。データは国土地理院の基盤地図情報、

５ｍメッシュ標高。

図 17.

須賀利大池の池の中心部より南側の開口部を望む（左）。コアリング作業写真。池の中心部より西側を望む（右）。

202図 18.

須賀利大池のコア試料８本の分析結果とその対比。過去 3500 年間で 20 回程度のイベントが確認されている。深度 300～500cm の橙色の背景がかけてある層準が 2300～2500、2500～2700 年前、桃色が約 2000 年前、深度 150～300cm の細い橙色が天武地震（西暦 684年）に相当すると考えられるイベント。

203(d) 結論ならびに今後の課題
南海トラフ沿岸域の湖沼で津波堆積物を用いた津波履歴の調査を行った。これまでに過去数千年間の履歴が明らかにされている九州東岸の大分県佐伯市龍神池、四国南岸土佐湾の高知県須崎市ただす池、高知県土佐市龍神池と本研究の成果である蒲生田大池、須賀利
大池、浜名湖の結果を図 19 に示した。それぞれの湖沼により津波記録計としての感度が異なるため、保存される津波数に違いがあるが、堆積物記録に残るような津波は 300 年程度で繰り返し発生している。歴史記録からは、連動型である宝永地震の津波は 1000 年に１度の津波と言われているが、龍神池、蟹ヶ池、浜名湖などの地質記録もそのことを裏付けている。しかしながら、数千年間という時間の長さで考えれば、宝永津波が最大であるとは言えず、それを越えるものが各地で見つかっている。特に蒲生田大池の約 2000 年前の津波
は、過去 6500 年間で唯一最大のものである。このような巨大津波をもたらす原因について
は、今後の検討が必要である。西暦 684 年の天武地震に対比できると考えられる津波は、
多くの湖沼で明瞭な痕跡を残しており、この地震も宝永地震のような 1000 年に１度クラスの地震かもしれない。また、これらの湖沼は数千年間の間、比較的安定した堆積環境を保っており、少なくとも過去 6500 年間では、池ごと削剥するような想定外の規模の津波は発生していないことも分かった。
今後の課題は、少なくてももう２～３地点のデータ、特に九州東岸もしくは四国西岸、紀伊半島沿岸のデータを加えることができれば、震源域の広がりを考慮した議論が可能になる。ただし、良好なデータが得られるかどうかは、やってみなければわからない。また、
これまでの研究で確認された個々の湖沼の津波イベントの年代幅をより狭めることも必要である。これは莫大な労力と年代測定費用があれば、ある程度可能な課題ではある。

図 19.

津波堆積物から見た南海トラフ沿いの過去の津波履歴

204

(e) 引用文献
1) 羽鳥徳太郎，静岡県沿岸における宝永・安政東海地震の津波調査東京大学地震研究所
彙報， 52, 407-439，1977.
2) 池谷仙之, 和田秀樹, 阿久津浩, 高橋実，浜名湖の起源と地史的変遷, 地質学論集, 36, 129-150, 1990.
3) 町田洋，新井房夫，新編火山灰アトラス，東京大学出版会，pp.336，2003.

4) 村 上 仁 士 ， 島 田 富 美 男 ， 伊 藤 禎 彦 ， 山 本 尚 明 ， 石 塚 淳 一 ， 四 国 に お け る 歴 史 津 波（1605 年慶長、1707 年宝永 1854 年安政南海）の津波高の再検討，自然災害科学，15，
39-52， 1996.
5) 奥村晃史，鈴木毅彦，嶋田繁，Wiggle Matching を用いたカワゴ平火砕流堆積物の高

精 度 年 代 測 定 ，「 後 氷 期 の 重 要 地 質 事 象 に 関 す る 高 精 度 年 代 測 定 の 実 用 化 に 関 す る 研究」平成９～10 年度科学研究費（基盤研究（C））研究成果報告書，1999.
6) 都司嘉宣，五島朋子，岡村眞，松岡裕美，韓世燮，三重県尾鷲市須賀利浦の大池の湖底堆積層中の歴史・及び先史津波痕跡，津波工学研究報告，18，11-14，2001.
7) 都司嘉宣，岡村眞，松岡裕美，村上嘉謙，浜名湖の湖底堆積物中の津波痕跡調査，歴史地震 14，101-113，1998

205

Ⅱ 大地震発生サイクルと連動条件評価の研究(a) 業務の要約
津波シミュレーションと史料・既往研究の再検討により、過去の南海トラフ沿いの巨大地震の断層モデルと発生履歴の見直しを行った。また、南海巨大地震による津波の西太平
洋・東シナ海沿岸への影響を調べた結果、南海地震の連動・非連動の影響が全域に及ぶことが分かった。さらに、日本海溝北部～千島海溝南部における過去 110 年間の全ての大地
震・巨大地震の時空間分布の詳細な検討によって、この地域で従来考えられてきたプレー
ト間巨大地震の単純な繰り返し発生が否定され、大地震・巨大地震の連動・非連動が複雑に繰り返されていることが分かった。2011 年東北地方太平洋沖地震の津波高調査と、断層の破壊遅れを考慮した断層モデルを構築した。
(b) 業務の成果
１）南海トラフ沿いの巨大地震の断層面の大きさと津波高さとの関係に関する検討
南海トラフにおける巨大地震からの津波について、断層域の大きさや遅れ破壊が津波高さに及ぼす影響を検討した。1707 年宝永地震は東海・東南海・南海の４セグメントがほぼ同時に破壊したとされているが、これらのうち１～２のセグメントのみが破壊した
場合、あるいは他のセグメントが数十分程度遅れて破壊した場合に、沿岸での津波高さがどう変化するかを数値シミュレーションによって調べた。その結果、沿岸での津波の高さは、沿岸にもっとも近いセグメントでのすべり量によって決まり、他のセグメントのすべりはあまり影響しないことがわかった。ただし、遠いセグメントからの津波が到達する頃に、直近のセグメントで破壊が発生すると、津波が重なり合ってより大きくな
ることがあることもわかった。
次に、ある地点における津波高と断層面の広がりとの関係の検討を行うために、宝永地震による大分県佐伯市の龍神池の津波を例として、数値シミュレーションによる検討を行った。津波の伝播計算は非線形長波式を用いた。計算精度を向上させるために、格子間隔３秒（約 150m）の海底地形を用いた。まず、宝永地震によって龍神池付近の津波が大きくなる原因を調べるため、宝永地震の静的断層モデルを龍神池に最も近い断層、
南海側、東海側のセグメントに分けて、それぞれについて、南海＋東海、南西端、南海、東海の４種類の断層モデルに対して龍神池付近の津波を計算し、比較を行った。
宝永地震の断層モデルは、 Ando（1975）、相田（1981a，b）、安中・他（2003）のものを使用した。これらの断層モデルについて、龍神池に最も近い南西端の断層セグメン
トだけからなる断層モデル、南海地震に対応する断層セグメントだけからなる断層モデ
ル、東海地震に対応する断層セグメントだけからなる断層モデルによる本震発生後２時間以内の津波波形を計算して比較した。
その結果、宝永津波による津波波形と、龍神池に最も近い断層セグメントのみ、南海側の断層セグメントによる津波波形がほぼ同じであることが分かった。また、東海側の断層セグメントによる津波の最大波は１時間以上遅れて到着し、しかも波高が小さく、206

宝永地震の津波波形にほとんど影響を与えていない。したがって、龍神池における宝永地震の大津波の主因は、龍神池に最も近い断層セグメントのすべり量であり、土佐湾沖以東の断層運動はほとんど影響しないことが分かった。
さらに、南海地震の南西端断層面の位置・すべり量と龍神池付近の津波の関係を考察するために、Ando（1975）による 1854 年安政南海地震の断層モデルを南西側に伸ばし、延長部のすべり量を変えた４種類の断層モデルを仮定し、それらと宝永地震による龍神池付近における津波波形を計算して比較した。４種類の断層モデルは、Ando（1975）による 1854 年安政南海地震の断層モデルの南西側の断層を同じすべり量（6.0ｍ）のままで日向灘地震の震源域の北東端まで 30 km 延ばしたモデル（断層モデル１）、断層モデ
ル１の延長部分のすべり量を 10.0ｍに大きくしたモデル（断層モデル２）、断層モデル
１の断層面をさらに日向灘地震の震源域まで延長したモデル（延長部分のすべり量は2.2ｍ、断層モデル３）、断層モデル３の延長部分のすべり量を 4.0ｍに大きくしたモデ
ル（断層モデル４）である。その結果、断層モデル１による津波の最大波高は 1854 年
安政南海地震の最大波高と比べると高くなったが、宝永地震の最大波高と比べると低い。
よって、南海地震の断層面が南西側に伸びただけでは、龍神池付近の津波が宝永津波程度まで高くなることはないことが分かった。しかし、断層モデル２による最大波高は、
宝永地震の最大波高と同程度、あるいはより高くなった。つまり、南海地震の断層面が日向灘地震の震源域の北東端まで伸び、かつ延長部分のすべり量が大きな場合、龍神池
付近の津波は宝永津波と同程度に高くなる。断層モデル３・断層モデル４による津波の最大波高は宝永地震の最大波高と比べて大きくなった。
したがって、南海地震の断層面が日向灘にまで及ぶと、日向灘の断層セグメントのすべり量が比較的小さいにもかかわらず龍神池付近の津波は、宝永津波に匹敵する、あるいは上回ることが分かった。
以上の数値シミュレーションから、安政南海地震の断層面を日向灘地震の震源域の北東端まで延ばしても、龍神池付近の津波は高くならないが、延長部のすべり量を大きくすると、宝永津波に匹敵するほど高くなることが確かめられた。
さらに、日向灘地震の震源域まで断層を延長すると、足摺岬南西沖、日向灘の断層セ
グメントのすべり量が比較的小さくても、龍神池付近の津波は宝永津波に匹敵するほど高くなり、日向灘の断層セグメントのすべり量を約２倍にすると、宝永津波よりも高くなることが確かめられた。
したがって、龍神池における大津波の原因については、南海地震の南西端の断層面のすべり量の大きさと日向灘への延伸との間にトレード・オフが存在し、南海地震の断層面南西端を決めることは難しいことが分かった。

207

図１．龍神池における津波の数値シミュレーションで用いた断層モデル。矩形、点線、黒
三角は、それぞれ、各断層の地表投影、南海トラフ軸、龍神池を示す。

208

図２．龍神池において計算された，地震発生後 2 時間内の津波波形の比較。
２）日本付近で発生した巨大地震による津波モデルの高度化と過去の南海地震による西太平洋における津波高の検討
まず、日本付近で発生した巨大地震による津波モデルの高度化のため、気象庁が各数年間に発令した津波予警報についてその詳細を調査した。最近発生した地震については、
津波予警報に緊急地震速報システムが用いられているため、たとえば 2007 年新潟県中越沖地震では地震発生後 1.5 分（津波到着は 2.5 分後）で津波予報が発令された。
2006 年 11 月、2007 年１月の千島列島の地震については、天皇海山列における津波の反射の影響で、津波の最大波が初動から５～６時間後（津波警報解除後）に出現した。
また、2007 年のサハリン地震、宮古島地震については、日本国内の観測網から外れた場
所で地震が発生したため、規模の推定が適当でないこと、気象の影響などで適切な津波予報を発令できなかった。2009 年１月にインドネシア（パプア）で発生した地震については、伊豆・小笠原海山列を伝播する津波が日本列島に大きな振幅をもたらした。
南海トラフで発生する地震からの津波モデルの高度化に際しては、これらの最近の津波事例を考慮する必要がある。
2009 年１月にインドネシア・ニューギニア島沖で発生した大地震（Global CMT Mw7.7と Mw7.4）によって日本沿岸に津波注意報が発令され、日本の検潮所において津波が記209

録された。また、これらの地震よりも約 500 km 東方で 1996 年に発生した Mw8.2（Harvard
CMT）の地震の際には、日本沿岸に津波警報が発令された。
これらのことは、近い将来に発生する南海トラフ沿いの巨大地震により引き起こされる津波が、西太平洋・東シナ海沿岸を襲う可能性があることを示す。したがって、南海
トラフ沿いの巨大地震による西太平洋・東シナ海沿岸の津波高を、あらかじめ評価しておくことは、周辺諸国における防災上重要である。
そこで、東シナ海・西太平洋において、過去の東海・南海地震による津波の数値シミュレーションをおこなった。断層モデルは、Ando（1975）、相田（1981a, b）、安中・他（2003）による静的断層モデルを使用した。津波の伝播計算は、海底摩擦（マニングの粗度係数：0.03 m -1/3 s）とコリオリ力を考慮した極座標系における非線形長波式を用いた。
シミュレーションの結果、1707 年の宝永地震による津波が最も広範囲に高くなるが、
1854 年の南海地震によるものも同じく広範囲に高くなった。それに対して、1498 年、
1854 年、1944 年の東海地震による津波は、おもに伊豆・小笠原諸島の東側へ広がり、西太平洋にあまり入り込まないことが分かった。
また、安中・他（2003）による 1605 年の津波地震の断層モデルは、その幅が沈み込み帯の全域を破壊しており適切でないと考えられるので、西日本における津波高の計算
値が変わらないようにすべり量を調整しながら、幅を海溝軸付近の 100km に狭めたモデルを作った。このモデルによって計算された津波は、大陸棚の東シナ海に余り入り込まず、中国沿岸の津波高は顕著に低くなった。しかし、西太平洋の津波高は高くなった。
また、破壊遅れを考慮した宝永地震の断層モデルによる津波の計算を行ったところ、中国沿岸では、破壊遅れなしのモデルによる津波高より高くなったがフィリピン周辺の
津波高は低くなるなど、複雑な挙動を示した。

210

図３．数値シミュレーションによる過去の南海地震による西太平洋における津波高分布。

図４．数値シミュレーションによる過去の南海地震による中国沿岸の津波高分布。

211

図５．数値シミュレーションによる過去の南海地震によるフィリピン沿岸の津波高分布。

図６．数値シミュレーションによる過去の南海地震によるニューギニア島沿岸の津波高分
布。

212３）史料調査と津波シミュレーションによる、過去の南海トラフ沿いの巨大地震の発生サイクルの検討
a）1498 年明応南海地震の存在と中国上海付近における水面動揺の歴史記録との関係について
1498 年の明応東海地震については、ペアをなす南海地震の存在が国内の史料研究からは未だ確定されていない。都司・上田（1997）は、明応七年六月十一日に西日本で発生した大地震と同日に中国の上海付近でみられた河・湖沼・井泉の水面動揺が、東シナ海を伝播してきた津波によるものだとした。そして、東シナ海における津波の存在と国内における史料から、明応七年六月十一日に西日本で発生した大地震は、明応七年八月廿
五日の東海地震に先行する南海地震であったと結論した。
一方、宇津（1988）は、明応七年六月十一日の西日本の地震、1707 年宝永地震、1854
年安政南海地震が発生した際にみられた上海付近における水面動揺は、地震波によるセイシュとした。石橋（1998）は日本の一級史料も含めた総合的検討から、明応七年六月十一日の南海地震説を批判し、東シナ海西岸に顕著な津波が到達すること自体に疑問を呈した。そして、上海付近の水面動揺は、宇津（1998）と同様にセイシュだろうとしている。

図７．『中国地震歴史資料彙編』（謝毓寿・蔡美彪（主編）・他，1983-1987）における 1948 年 6 月 11 日の記述。
さらに、石橋（2002）は、明応七年八月廿五日に東海地震と南海地震が連動して発生したと考える方が、無理がないとしている。以上のように、明応七年六月十一日の西日本の地震が南海地震であるのかどうかについても意見が分かれているが、もし、明応七年六月十一日の大地震が南海地震であったならば、東海地震に先行して発生した唯一の例となり、東海・南海地震の発生サイクルを考える上できわめて重要である。
213

そこで、本研究では、明応七年六月十一日の西日本における大地震が南海地震であったのかどうかの検討を、中国史料・日本史料の再検討、東シナ海における津波の数値シ
ミュレーションにより行った。中国の地震に関する歴史記録をまとめた『中国地震歴史資料彙編』（謝毓寿・蔡美彪（主編）・他、1983-1987）の南海地震発生日前後の部分の和訳を行った。その結果、これらの記述は、津波を連想させるものではない可能性が高いと考えられるが、さらなる検討が必要である。また、南海地震による東シナ海の津波シミュレーションを行ったところ、中国沿岸の詳細な地形データは用いることができな
いが、南海巨大地震による津波は主にトカラ海峡付近から東シナ海へ流入することが分
かり、1707 年宝永地震の際には最大１ｍ程度の津波が計算された。
そこで、『中国地震歴史資料彙編』の他の記述を調べたところ、宇津（1998）にも述べられているように、1911 年喜界島近海の地震（M8.0）の当日に上海付近で非常に大きな揺れを示す記述がある。さらに、宇津（1989）によれば、この地震による有感域は広範囲にわたり、京都では震度３であった。また、この地震では津波も発生しており（都司，1997）、松浦（2012）、後藤（2013）は、この地震がプレート間地震であると結論している。
異常震域の大きさから、1994 年北海道東方沖地震のような浅いスラブ内巨大地震である可能性も否定できないが、明応七年六月十一日の地震も 1911 年のような喜界島近辺で発生した、1911 年よりさらに巨大なプレート間巨大地震であった可能性も考えられる。
そうだと考えると、たとえ『中国地震歴史資料彙編』の記述が津波を表していたとしても、津波の波源がトカラ海峡付近に位置するので、上海周辺を津波が襲っても不思議ではない。しかし、以上の特徴は、この地震が南海地震であったことを否定することにはならないので、はっきりと結論することはできない。今後、別の角度からのさらなる検討が必要である。
b）1605 年慶長津波地震による八丈島における異常な津波高について1605 年慶長地震は、津波が千葉県房総半島から九州の鹿児島湾までの広範囲に来襲したが、揺れによる被害はほとんど無かったことから、津波地震であったと考えられている。
南海トラフ地震の地震津波想定のためには、この地震の波源モデルの理解が必要である。
しかしながら、17 世紀初頭は幕藩体制の草創期であり、政治機構の整備が進んでおらず、史料の残存状況が良くない時期である。その中で、『八丈実記』内の八丈島で津波により75 名が死亡したとする記録は重要であり、羽鳥（1975）はこの記述をもとに、最大 10～20mの津波が来襲した可能性を指摘し、南海トラフ沿いの巨大地震による小笠原諸島や東海～
関東にかけての津波防災に大きな影響を与えている。
東海道沖～駿河湾を震源とする東海地震タイプの波源域を想定した津波シミュレーショ
ンでは、八丈島の津波高は５～６ｍ程度に止まり、10m を越える津波の再現は特殊な事象を考えないと難しい。相田（1981a）は、この高い津波を説明するためには、東海域の南海
トラフ沿いに加え、相模トラフ沿い、伊豆・小笠原海溝沿いにも波源域を置いたモデルが必要になると述べている。一方、山本（1995）は、『八丈実記』に記された津波の記録伝承、当時の集落の位置や島の地形を精査して、慶長地震における八丈島の津波高は 10 ｍに達214

しなかった可能性を指摘しており、渡辺（1998）も、慶長地震の八丈島の津波高として 10m
以内（７～８ｍ）としている。
そこで、八丈島における慶長地震津波を再検討するために、『八丈実記』における記述の再精査と、それに基づく現地調査を行なった。その結果、慶長地震による津波は谷ヶ里（現在の八戸集落）の下（八重根港付近）までで止まり、より高台にある八戸集落までは浸水していないことが分かった。また、八丈島における慶長津波の被害は島の西側海岸に限定されており、島の東海岸に被害記録がなく、この地震が島の東側の相模トラフ沿いや伊豆・小笠原海溝沿いで起きたものでないことも分かった。したがって、八丈島における慶長地
震の津波高は、島の西側海岸では10ｍには達せず、最大で７～８ｍ以下と考えるのが妥当であると判断された。

図８．『八丈実記』の慶長津波に関する記述で出てくる八戸集落（八重根漁港の付近）の遠景．
４）地震活動解析によるフィリピン海スラブ上面の検討、1944 年東南海地震・1946 年南海地震の余震域の検討
東海地震の震源域であり、フィリピン海（PHS）スラブの上面深度について諸説が存在す
る駿河湾内において、微小地震活動の解析から PHS スラブ上面の深度の再検討を行った。
PHS スラブ上面の深度は、東海地震域の断層面の設定において極めて重要である。まず、
微 小 地 震 の 解 析 を 高 度 化 さ せ る た め に Double-Difference （ DD ） 法 （ Waldhauser andEllsworth, 2000） の高度化を行った。従来の DD 法は、Vp/Vs 比が一定の最大 12 層の水平成層構造でしか走時の計算ができなかったが、この高度化により、Vp/Vs 比が各層で異なる多層の水平成層構造、各層において速度勾配を与えた多層構造による走時計算が行えるようになり、気象庁の震源決定で使用される速度構造（上野・他, 2002）による震源再215

決定も可能になった。
高度化した DD 法を用いて、1997 年 10 月１日～2010 年 12 月 31 日に発生した微小地震の一元化震源の震源再決定を行った。その結果、再決定された震源は、明瞭に幾つかのグループに分かれている。また、ゆるやかに北西方向に傾斜する面状の分布が、より明瞭に認められるようになった。これはスラブ上面で生じたプレート間地震である可能性が高い。
野口（1996）による PHS スラブ上面は、再決定後の震源分布と比較して、全体的に深いと考えられる。一方、石橋・他（2003）の推定した PHS スラブ上面は、再決定後の震源分布とおおむね一致するが、細かな修正も必要であることも分かった。
1944 年 東 南 海 地 震 ・ 1946 年 南 海 地 震 の 余 震 域 の 大 き さ を 再 検 討 す る た め に 、 そ れ
ぞ れ の 地 震 の 本 震 ・ 余 震 の 震 源 再 決 定 を 行 っ た 。 使 用 し た デ ー タ は 、 ISS（International Seismological Summary）による全世界の験測値である。震源再決定には、
古川・原田（2012）による改良連携震源決定法とグリッド・サーチの併用プログラムを用いた。その結果、再計算された余震の深さの精度が改善され、沈み込むフィリピン海プレート上面に沿うような低角な分布が得られた。

図９．本研究で高度化した Double-Difference 法で再決定した 1997 年 10 月 1 日〜2010
年 12 月 31 日の一元化震源の震央分布と深さ断面分布。点線、実線は、それぞれ、
野口（1996）、石橋・他（2003）が推定したフィリピン海スラブの上面の等深度線
を示す。
216

５）日本海溝北部～千島海溝南部における巨大地震・大地震の発生サイクルの検討
日本海溝北部～千島海溝沿いでは、Ｍ８クラスのプレート間巨大地震が時空間的に規則正しく発生する典型地域とされてきた（宇津, 1972；1984）。しかしながら、この地域ではプレート間巨大地震以外にも、M７クラスのプレート間大地震、スラブ内巨大地震・
大地震、アウターライズ巨大地震・大地震、津波地震が多く発生してきた。また、17 世紀に十勝～根室沖で連動型巨大地震が発生し（Satake, et al .、2008）、1963 年に連動型巨大地震の可能性がある Mw8.5 のプレート間巨大地震が発生している。
本研究では、日本海溝北部～千島海溝における連動型巨大地震発生の可能性を評価する
目的で、この地域の大地震・巨大地震発生サイクルを詳細に把握するために、1901 年～2010
年の約 110 年間に発生した M７以上の全てのタイプの地震について本震・余震の震源再決定を行い、その時空間分布を検討した。次に、1960 年代以降の全ての地震について、すべり分布の推定を行い、本震・余震分布とともに時空間分布の検討に用いた。
手法は、震源決定では Schweitzer（2001）の HYPOSAT を用いた。いくつかの地震に関しては、さらに Hurukawa（1995）の改良型連係震源決定法（MJHD 法）を用いた震源再決定も行い、震源の相対分布の精度を向上させた。読み取り値は、1964 年以前の地震に関しては
ISS（International Seismological Summary）と BCIS（Bureau Central International deSismologie ） の カ タ ロ グ か ら 、 そ れ 以 降 の 地 震 に 関 し て は ISC （ International
Seismological Centre）のウェブサイトから得た。地震のすべり分布の推定には、Kikuchi
and Kanamori（2003）の遠地実体波インバージョン・プログラムを用いた。波形データについて、古い地震については WWSSN の長周期地震波形記録をデジタル・データ化して使用し、新しい地震に関して IRIS-DMC より取得した広帯域地震波形記録を使用した。その結果、この地域における巨大地震・大地震の時空間分布は、従来考えられてきたプレート間巨大
地震のみ繰り返し発生という単純な発生サイクルではなく、M７クラスのプレート間地震の連動・非連動による複雑な地震発生サイクルを示すことが分かった。この地域は、過去のプレート間巨大地震の余震域から複数の領域に分けられているが（宇津，1972；地震調査
研究推進本部，2004）、各領域において、M８クラスのプレート間巨大地震が単独で発生する場合と、M７クラスのプレート間大地震が複数発生する場合がある。日本海溝北部は、1968
年十勝沖地震の震源域であるが、1950 年までは領域北部で M７級のプレート間地震が頻発し、1968 年以降は領域南部で M７級のプレート間地震が複数起こっている。ウルップ島沖は、1963 年エトロフ沖地震の震源域だが、そこで 1991 年、1995 年に Mw7.6、Mw7.9 のプレート間地震が発生した。したがって、1963 年、1968 年のようなプレート間地震は、M７級のプレート間地震が連動して破壊した地震とも考えられる。
さらに、海溝軸付近のプレート間浅部とプレート間深部の連動・非連動破壊も明らかになった。1963 年エトロフ沖地震のすべり分布は、この地震がプレート間浅部と深部を同時に破壊したことを示す。しかし、択捉島沖のプレート間浅部は 1963 年 10 月 20 日の津波地震によって破壊されたが深部は 1978 年の群発的に発生したプレート間大地震によって破壊 し た 。 色 丹 島 沖 の プ レ ー ト 間 深 部 は 1969 年 北 海 道 東 方 沖 地 震 に よ っ て 破 壊 さ れ たが 、 浅 部 は 1975 年 の 津 波 地 震 に よ っ て 破 壊 さ れ た 。 根 室 半 島 沖 の プ レ ー ト 間 深 部 は217

1973 年根室半島沖地震によって破壊されたが、浅部はいまだに破壊されていない。
また、従来プレート間巨大地震と考えられてきた 1915 年シムシル島沖、1918 年９月７日ウルップ島沖の巨大地震は、スラブ内巨大地震である可能性が出てきた。さらに、ウルップ島沖のプレート間大地震とされてきた 1918 年 11 月８日の地震もアウターライズ大地
震の可能性がある。従って、これまで考えられてきた領域分けを含むこの地域の巨大地震・大地震発生の繰り返しパターンと、それに基づくこれらの地震の長期予測について再考・見直しをする必要がある。なお、1990 年代以降、この地域ではプレート間巨大地震・大地震が複数発生し、現在、青森県東方沖、釧路−択捉島沖、北ウルップ水道沖の３つのプレー
ト間地震空白域が存在する。

図 10．1913 年〜2011 年の約 100 年間に日本海溝北部〜千島海溝で発生した大地震・巨大
地震の時空間分布．点線は地震調査研究推進本部（2004）による領域の境界．

218

図 11．1963 年以降の日本海溝北部〜千島海溝での大地震・巨大地震のすべり分布。
６）2011 年東北地方太平洋沖地震（M9.0）の断層モデルの検討と過去の日本海溝沿いの巨大地震との比較2011 年東北地方太平洋沖地震（M9.0）について、津波波形と沿岸津波高を同時に説明す
る断層モデル、断層の破壊遅れを考慮した津波シミュレーション・津波インバージョンにより推定した。さらに、得られた断層モデルによる津波、1896 年明治三陸地震による津波、869 年貞観地震による津波との比較を行った結果、2011 年の地震は、明治三陸地震のような海溝軸付近のプレート間浅部における津波地震と貞観地震のようなプレート間深部における巨大地震の同時発生であることが分かった。
日本海溝沿いにおける過去の巨大津波の履歴を調べ、それらの断層モデルを再検討するために、1896 年明治新三陸地震、1933 年昭和三陸地震の津波高の調査結果の整理と 2011年東北地方太平洋沖地震の津波高との比較を行った。その結果、三陸北部では 1896 年、1933
年、2011 年の津波高がほぼ同じであるが、三陸中部では、1896 年と 2011 年の津波高が 1933
年のそれよりもはるかに高くなり、三陸南部では 1896 年と 1933 年の津波高がほぼ同じよ
うに小さくなるが、2011 年の津波高は高いままであることが分かった。さらに、2011 年東北地震の海溝軸付近の小断層のすべり量を変えることにより、1896 年明治三陸地震による津波波形がほぼ説明できることから、岩手県沖における海溝軸付近のプレート間浅部はわ
ずか 110 年程度の繰り返し間隔をもって巨大津波を発生させたことが分かった。

219

図 12. (a)Fujii et al.(2011)の断層モデルを改良し、三陸の津波高をより良く説明する
断層モデル。
(b) (a)の断層モデルで計算した津波高と都司・他（2011）による津波高との比較．
７）超巨大地震・巨大地震の津波痕跡調査a)静岡県、四国太平洋岸、九州東岸における 2010 年２月 27 日チリ沖の地震（Mw8.8）による津波高の調査
2010 年２月 27 日にチリ中部において、Mw8.8 のプレート間地震が発生し、約 23 時間後、日本の太平洋岸に津波が到達した。そこで、３月に静岡県、６月に四国太平洋岸、８月に九州東岸において、チリ津波の聞き取り調査（津波痕跡、襲来時間の確認）と津波痕跡高の測量を行った。南海地震による巨大地震が襲う静岡県、四国～九州の太平洋岸において遠地津波の津波高分布を調査することは、南海地震津波の海岸地形、海岸付近の海底地形による増幅効果を確認する上で重要である。
調査の結果、静岡県下田市周辺沿岸では、最大 1.3m 程度の津波痕跡高が測定された。また、石廊崎から御前崎までの駿河湾沿岸の津波痕跡高は 0.3～0.7m であった。徳島沿岸の津波高は 0.5～0.9 ｍで、高知県沿岸では室戸岬付近で最大 1.2 m と大きいが、土佐湾の湾奥になるに従い低くなる。そして、須崎市から足摺岬付近になると再び大きくなる。この分布は、半島における津波の増幅効果によるものだと考えられる。愛媛県の沿岸では、ほとんど津波が認識されなかったか、認識されても 0.2～0.3 m 程度であった。九州では、
大分県佐伯市でやや高い津波が目撃され、日南市油津において、海岸からやや離れた家電
220

量販店の駐車場に津波があふれたことが分かった。

図 13．2010 年チリ地震（Mw8.8）による津波の徳島県・高知県・愛媛県沿岸における潮汐補正後の波高分布。数字の単位は m。WT は Weak Tsunami の略。
b）2011 年３月 11 日東北地方太平洋沖地震（M9.0）の津波高調査
2011 年 東 北 地 方 太 平 洋 沖 地 震 （ M9.0 ） に よ る 巨 大 津 波 の 全 貌 を 明 ら か に す る ための調査として、2011 年３月～11 月かけて、千葉県・茨城県・宮城県・岩手県・青森県の海岸において、12 回の津波高調査をおこなった。調査地点は、296 ヶ所である。
調査の結果、三陸北部海岸（青森県・岩手県）の約 140 ヶ所の津波高のほとんどが 10～30m であり、特に宮古市内の数ヶ所で 30m を超える遡上高（最大高 37.8ｍ）が測定された。
三陸南部海岸（宮城県）における 72 ヶ所の津波高は約４～20m であった。茨城県内の津波高（36 ヶ所）は 2.8～8.1m であり、北から南へ向かって低くなる傾向を示した。千葉県の外房海岸における津波高（43 ヶ所）は 0.9～7.9m であったが、旭市飯岡周辺で局地的に高かった（６m 以上）ことが分かった。

221

図 14．2011 年東北地方太平洋沖地震の津波調査結果（都司・他，2011）
８）巨大地震発生サイクル解明のための津波堆積物調査a）神奈川県三浦半島の江奈湾における津波堆積物調査
有史以前の南海トラフ沿いのプレート間巨大地震の履歴を、津波痕跡からプレート間巨大地震の発生履歴やその連動性を推定する手法の開発に資するため、また、南海地震トラ
フ沿いと相模トラフ沿いのプレート間巨大地の発生履歴の比較をおこなうため、平成 21
年５月と 11 月に関東地震の発生履歴の解明を目的としておこなわれた、三浦半島の南岸の江奈湾におけるハンディジオスライサー調査に参加し、津波堆積物を含むコア試料を採取
222

した。コア試料の分析から 1923 年の大正関東地震による津波堆積物と、およそ 2000 年前、3000 年前、3300 年前、3700 年前、4000 年前に起こった関東地震に由来する津波堆積物が確認された（千葉・他，2013）。
b）岩手県宮古市の沼の浜における津波堆積物調査
日本海溝沿いにおける過去の巨大地震の発生サイクルを調査するために、岩手県宮古市
乙部野沼の浜においてハンディジオスライサーによる掘削を行った。現地では沼底堆積物を9本掘削した。また、採取地点の標高も記録した。現在も試料を解析中だが、これまでに層相・微化石分析・粒度分析・年代試料測定などにより津波イベント層が数層検出されている。今後も引き続き解析を続け、津波発生時期を特定していく必要がある。

図15．沼の浜における津波堆積物調査風景。
(d) 結論ならびに今後の課題
南海トラフにおける巨大地震からの津波について、断層域の大きさや遅れ破壊が津波高さに及ぼす影響を検討した結果、沿岸での津波の高さは、沿岸にもっとも近いセグメ
ントでのすべり量によって決まり、他のセグメントのすべりはあまり影響しないことがわかった。ただし、遠いセグメントからの津波が到達する頃に、直近のセグメントで破壊が発生すると、津波が重なり合ってより大きくなることがあることもわかった。
次に、ある地点における津波高と断層面の広がりとの関係の検討を行うために、宝永地震による大分県佐伯市の龍神池の津波を例として，数値シミュレーションによる検討を行った。その結果、宝永津波による津波波形と、龍神池に最も近い断層セグメントのみ、南海側の断層セグメントによる津波波形がほとんど同じであることが分かった。さらに、龍神池における大津波の原因については、南海地震の南西端の断層面のすべり量の大きさと日向灘への延伸との間にトレード・オフが存在し、南海地震の断層面南西端を決めることは難しいことが分かった。しかし同時に、南海地震の日向灘への破壊の延223

伸の可能性もあることが示された（日向灘への破壊の延伸は、南海地震が連動型巨大地震でなくてもよいと考える）。
東シナ海・西太平洋において、過去の東海・南海地震による津波の数値シミュレーシ
ョンを行った結果、1707 年の宝永地震による津波が最も広範囲に高くなるが、1854 年の南海地震によるものも同じく広範囲に高くなった。それに対して、1498 年、1854 年、1944 年の東海地震による分布は、おもに伊豆・小笠原諸島の東側へ広がり、西太平洋にあまり入り込まないことが分かった。また、津波地震の断層モデルにより計算された津波は、大陸棚の東シナ海に余り入り込まず、中国沿岸の津波高は低くなった。さらに、破壊遅れを考慮した宝永地震の断層モデルによる津波の計算を行ったところ、中国沿岸
では、破壊遅れなしのモデルによる津波高より高くなったが、フィリピン周辺の津波高は低くなるなど、複雑な挙動を示した。今後、想定されうる最大級の南海巨大地震による津波の影響を調べる必要がある。
史料調査と津波シミュレーションによる、過去の南海トラフ沿いの巨大地震の発生サ
イクルの検討を行った結果、都司・上田（1997）が南海地震であるとする明応七年六月十一日の地震は、1911 年喜界島近海地震のような奄美大島周辺で発生しプレート間巨大地震であった可能性も考えられる。しかし、この地震が南海地震であったことを否定することにはならないので、はっきりと結論することはできない。今後、別の角度からのさらなる検討が必要である。
また、1605 年慶長津波地震による八丈島における最大 10～20m という異常な津波高（羽鳥，1975）については、『八丈実記』における記述の再精査と、それに基づく現地調査を行なった結果、八丈島における慶長地震の津波高は、島の西側海岸では 10ｍには達せず、最大で７～８ｍ以下と考えるのが妥当であると判断された。1707 年宝永地震、1854
年安政東海・南海地震については、既往研究の整理を行ったが、どうやって史料から津波高が出されたのか不明な場合が多く、資料の読み直し、あるいは史料の選別からやり直さなければならない。しかしながら、史料が膨大であり、古文書解読の専門的な知識が必要なので、５ヶ年の期間内に終えることができなかった。今後、再検討を早急にやらなければならない。
日本海溝北部～千島海溝南部における過去110年間の全ての大地震・巨大地震の時空間分布の詳細な検討によって、この地域で従来考えられてきたプレート間巨大地震の単純な繰り返し発生が否定され、大地震・巨大地震の連動・非連動が複雑に繰り返されていることが分かった。
2011 年東北地方太平洋沖地震（M9.0）について、津波波形と沿岸津波高を同時に説明する断層モデル、断層の破壊遅れを考慮した津波シミュレーション・津波インバージョ
ンにより推定した。
さらに、日本海溝沿いにおける過去の巨大津波の履歴を調べ、それらの断層モデルを再検討するために、1896 年明治新三陸地震、1933 年昭和三陸地震の津波高の調査結果の整理と 2011 年東北地方太平洋沖地震の津波高との比較を行った結果、三陸北部では 1896
年、1933 年、2011 年の津波高がほぼ同じであるが、三陸中部では、1896 年と 2011 年の津波高が 1933 年のそれよりもはるかに高くなり、三陸南部では 1896 年と 1933 年の津波
224

高がほぼ同じように小さくなるが、2011 年の津波高は高いままであることが分かった。
また、2011 年の東北地震の海溝軸付近の小断層のすべり量を変えることにより、1896
年明治三陸地震による津波波形がほぼ説明できることから、岩手県沖における海溝軸付近のプレート間浅部はわずか 110 年程度の繰り返し間隔をもって巨大津波を発生させたことが分かった。
2010 年チリ中部のプレート間巨大地震よる津波の津波高調査を静岡県、四国太平洋岸、九州東岸において行った。その結果、静岡県下田市周辺沿岸では、最大 1.3m 程度の津波
痕跡高が測定された。また、徳島沿岸の津波高は 0.5～0.9 ｍで、高知県沿岸では室戸岬付近で最大 1.2 m と大きいが、土佐湾の湾奥になるに従い低くなる。そして、須崎市から足摺岬付近になると再び大きくなる。この分布は、半島における津波の増幅効果によるものだと考えられる。
2011 年３月 11 日東北地方太平洋沖地震（M9.0）による巨大津波の全貌を明らかにするための調査として、2011 年３月～11 月かけて、千葉県・茨城県・宮城県・岩手県・青森県の海岸において、12 回の津波高調査をおこなった。調査地点は、296 ヶ所である。
調査の結果、三陸北部海岸（青森県・岩手県）の約 140 ヶ所の津波高のほとんどが 10～30m であり、特に宮古市内の数ヶ所で 30m を超える遡上高（最大高 37.8ｍ）が測定された。三陸南部海岸（宮城県）における 72 ヶ所の津波高は約４～20m であった。茨城県内の津波高（36 ヶ所）は 2.8～8.1m であり、北から南へ向かって低くなる傾向を示した。
千葉県の外房海岸における津波高（43 ヶ所）は 0.9～7.9m であったが、旭市飯岡周辺で局地的に高かった（６m 以上）ことが分かった。
三浦半島の南岸の江奈湾におけるハンディジオスライサー調査に参加し、津波堆積物を含むコア試料を採取した。また、日本海溝沿いにおける過去の巨大地震の発生サイク
ルを調査するために、岩手県宮古市乙部野沼の浜においてハンディジオスライサーによる掘削を行った。現在も地質試料の解析中だが、これまでに層相・微石分析・粒度分析・
年代試料測定などにより津波イベント層が数層検出されている。今後も引き続き解析を続け、津波発生時期を特定していく必要がある。

225

(e) 引 用 文 献1) 相田勇，東海道沖におこった歴史津波の数値実験，地震研究所彙報，56，367-390, 1981a.
2) 相田勇，南海道沖の津波の数値実験，地震研究所彙報，56，713-730, 1981b.
3) Ando, M., Source mechanisms and tectonic significance of historical earthquakes
along the Nankai trough, Japan, Tectonophysics, 27, 119-140, 1975.
4) 安中正・稲垣和男・田中寛好・柳沢賢，津波数値シミュレーションに基づく南海トラ
フ沿いの大地震の特徴，土木学会地震工学論文集，1-4, 2003.
5) 千葉崇・石辺岳男・佐竹健治・島崎邦彦・須貝俊彦・西山昭仁・原田智也・今井健太郎・行谷佑一・上野俊洋，三浦半島江奈湾における過去4000年間の沿岸環境変動と関東地震による津波堆積物，日本地球惑星科学連合2013年大会，MIS25-13，2013．
6) Fujii Y, K. Satake, S. Sakai, M. Shinohara, and T. Kanazawa, 2011, Tsunami source
modelof the 2011 off the Pacific coast Tohoku Earthquake, Earth Planets and Space,63, 815-820.

7) The Global Centroid-Moment-Tensor (CMT) Project, 2013, Global CMT Catalog Search, http://www.globalcmt.org/CMTsearch.html, （ 2013/04/08参 照 ） ．
8) 後藤和彦，1911 年に喜界島近海で発生した巨大地震の震源位置の再評価，地震，2，65，
231−242，2013．
9) 羽鳥徳太郎，明応７年・慶長９年の房総およぴ東海南海道大津波の波源，地震研究所
彙報，50，171-185, 1975.
10) Hurukawa N, 1995, Quick aftershock relocation of the 1994 Shikotan Earthquake
and its fault plane, Geophysical Research Letters, 22, 3159-3162.
11) 古川信夫・原田智也，1964 年新潟地震の断層面－改良連携震源決定法とグリッドサー
チ法の併用－，日本地震学会 2012 年度秋季大会，C32-02, 2012．
12) 石橋克彦，1498 年７月９日の西日本の地震は本当に明応南海巨大地震か？，地球惑星科学関連学会 1998 年合同大会予稿集，313，1998.
13) 石橋克彦，フィリピン海スラブ沈み込みの境界条件としての東海・南海巨大地震 −史
料地震学による概要−，京都大学防災研究所研究集会 13K-7 報告書，1-9, 2002.
14) 石橋克彦・浅海善成・三好崇之，駿河トラフから沈み込むフィリピン海スラブ上面の深さと形：東海地震想定震源域との関連，地球惑星科学関連学会 2003 年合同大会予稿
集，S045-004, 2003.
15) 地 震 調 査 研 究 推 進 本 部 ， 千 島 海 溝 沿 い の 地 震 活 動 の 長 期 評 価 （ 第 二 版 ），http://www.jishin.go.jp/main/chousa/04dec_chishima2/index.htm

，

2004

（2013/04/08 参照）．
16) Kikuchi M. and H. Kanamori, Note on Teleseismic Body-Wave Inversion Program,
http://www.eri.u-tokyo.ac.jp/ETAL/KIKUCHI/,2003（2013/04/08 参照）.
17) 松浦律子，1894 年 10 月７日などいくつかの古い地震の震源変更，歴史地震研究会第28 回横浜大会予稿，14, 2012.
18) 野 口 伸 一 ， 東 海 地 域 の フ ィ リ ピ ン 海 ス ラ ブ 形 状 と 収 束 テ ク ト ニ ク ス ， 地 震 ， 2， 49，
295-325，1996．
22619) Schweitzer. J., HYPOSAT – an enhanced routine to locate seismic events, Pure Appl.
Geophys., 158, 277-289, 2001.
20) Satake K., F. Nanayama, and S. Yamaki, Fault models of unusual tsunami in the
17th century along the Kuril trench, Earth Planets Space., 60, 925­935, 2008.
21) 謝毓寿・蔡美彪主編，『中国地震歴史資料彙編』（全五巻），北京科学，1983−1987．
22) 都 司 嘉 宣 ， 1995 年 奄 美 大 島 近 海 地 震 に よ る 地 震 及 び 津 波 被 害 に つ い て ， 地 学 雑 誌 ，
106(5), 486-502, 1997.
23) 都司嘉宣・上田和枝，明応（1498）南海地震の存在とその日付について，地球惑星科
学関連学会 1997 年合同大会講演予稿集，169．1997．
24) 都司嘉宣・佐竹健治・石辺岳男・楠本聡・原田智也・西山昭仁・金幸隆・上野俊洋・
室谷智子・大木聖子・杉本めぐみ・泊次郎・Mohammad Heidarzadeh・綿田辰吾・今 井
健太郎・Byung Ho Choi・Sung Bum Yoon・Jae Seok Bae・Kyeong Ok Kim・Hyun Woo Kim，
2011，2011 年東北地方太平洋沖地震の津波高調査，地震研究所彙報，3/4 冊，29-279.
25) 上野寛・畠山信一・明田川保・舟崎淳・浜田信夫，2002，気象庁の震源決定法の改善 –浅部速度構造と重み関数の改良- ，験震時報，65，123−134．
26) 宇津徳治，1972，北海道周辺における大地震の活動と根室南方沖地震について，地震予知連絡会会報，7，7-13．
27) 宇津徳治，1984，地震学（第 2 版），共立出版，310 pp.
28) 宇津徳治，1988，日本の地震に関する中国の史料 –明応 7 年 6 月 11 日西日本の地震ほか-，地震，2，41，613−614．
29) 宇津徳治，1989，日本付近の M6.0 以上の地震および被害地震の震度分布図：1901 年〜
1926 年，東京大学地震研究所，278 pp．
30) 山本武夫，慶長九年（一六○五）十二月十六日地震について―東海・南海沖の津波地
震か−，萩原尊禮編『古地震探求ー海洋地震へのアプローチ』，東京大学出版会，160-234,
1995.
31) Waldhauser, F. and W. L. Ellsworth, A double-difference earthquake location
algorithm: Method and application to the Northern Hayward fault, California. Bull.
Seism. Soc. Am., 90, 1353-1368, 2000.
32) 渡辺偉夫，『日本被害津波総覧［第 2 版］』，東京大学出版会，pp.206，1998．

227

3.8 サブプロジェクト 2-3
シミュレーション手法と物理モデルの高度化
担当：国立大学法人京都大学

228

(１) 業務の内容(a) 業務題目
シミュレーション手法と物理モデルの高度化(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

京都大学大学院理学研究科

教授

平原

和朗

京都大学大学院理学研究科

準教授

久家

慶子

京都大学大学院理学研究科

準教授

宮崎

真一

京都大学大学院理学研究科

産学連携研究員

鹿倉洋介

京都大学防災研究所

教授

橋本

学

京都大学防災研究所

助教

福島

洋

京都大学防災研究所

助教

後藤

浩之

神戸大学都市安全研究センター

教授

吉岡

祥一

京都大学大学院理学研究科

大学院生

浦田

優美

京都大学大学院理学研究科

大学院生

才ノ木

京都大学大学院理学研究科

大学院生

有本

美加

京都大学大学院理学研究科

大学院生

坂本

登史文

京都大学大学院理学研究科

大学院生

榎本

真梨

京都大学大学院理学研究科

大学院生

加納

将行

京都大学大学院理学研究科

大学院生

正木

喜啓

京都大学大学院理学研究科

大学院生

隅倉

陽一郎

京都大学大学院理学研究科

大学院生

矢田

大樹

京都大学大学院理学研究科

大学院生

平澤

寅庄

京都大学大学院理学研究科

大学院生

季 頴鋒

京都大学大学院理学研究科

大学院生

大谷

真紀子

京都大学大学院理学研究科

大学院生

岡本

淳一

京都大学大学院理学研究科

大学院生

二村

忠宏

京都大学大学院理学研究科

大学院生

山極

修司

海洋研究開発機構

研究員

堀

高峰

海洋研究開発機構

研究員

兵藤

守

海洋研究開発機構

研究員

阪口

秀

名古屋大学大学院環境学研究科

研究員

光井

能麻

独立行政法人建築研究

上席研究員

芝崎

文一郎

順太

(c) 業務の目的

次世代地震発生シミュレーションの完成に向けて、現状のシミュレーションで十分考慮されていない、３次元不均質性や間隙流体等の様々な媒質モデルについ229

て、準動的地震発生サイクルや動的破壊伝播シミュレーションに及ぼす影響を評
価 し 、媒 質 モ デ ル の 高 度 化 を 行 う 。ま た 、デ ー タ 解 析 手 法 の 高 度 化 と し て 、GPS及び InSARを 組 み 合 わ せ た 新 た な 固 着 － す べ り デ ー タ 解 析 手 法 及 び デ ー タ 同 化 手 法の検討を含む摩擦パラメータ推定法の開発を行う。さらに、粘弾性セルモデルを用いて、南海トラフ巨大地震サイクル中における西南日本内陸地震の発生予測モデルを構築する。
(d) ５ヵ年の年次実施業務の要約
１) 平成 20 年度：
現状のシミュレーションで十分考慮されていない現象や要素の整理を行い、モデル化の方針を決定するとともに、モデル化に基づくシミュレーションコードの設計を行った。
まず、媒質モデルの高度化として、２次元箱型モデルを用いた熱と流れのシミュレーションコードを開発し、温度分布の予備的計算を行った。不均質弾性媒質中での動的破壊伝播については、拡張有限要素法(X-FEM)を適用する研究に取り掛かり、２次元コードを開発した。間隙流体の動的破壊伝播に及ぼす影響について、３次元差分法コードを開発し、地震時の摩擦発熱による間隙流体圧の上昇（TP：Thermal Pressurization)が破壊伝播に及ぼす影響を検討した。また、準動的２次元シミュレーションにより、脱水による間隙流体の地震発生サイクルに果たす役割を調べた。また、BIEM-FEM 練成解析を用いた２次元シミュ
レーションを行い、弾性・粘弾性不均質構造が長期的地震サイクル（地震の繰り返し間隔など）に及ぼす影響の基礎的調査を行った。
データ解析の高度化として、まず InSAR(干渉合成開口レーザー）データから面的な地殻変動の高精度時系列を得る手法の開発に取り掛かった。また、大気・海洋分野で開発が進められている、データ同化手法の基礎的調査を行った。さらに、準静的地震発生サイクル
シミュレーションコードの高速化に関する調査を開始した。
南海トラフ巨大地震と西南日本内陸地震を含めた粘弾性媒質中での地震発生サイクル
シミュレーションを目指して、成層粘弾性構造に対するすべり応答関数計算コードの基礎的部分を開発した。
２) 平成 21 年度：
20 年度に引き続き、シミュレーション・モデルの高度化を行った。
まず、２次元箱型モデルを用いた熱と流れのシミュレーションコードに降伏応力を導入
し、内陸での粘性を下げ、Hi-net 観測点での高熱流量分布を説明する予備的計算を行った。
不均質弾性媒質中での動的破壊伝播については、拡張有限要素法(X-FEM)において、２次元
SH コードを P-SV コードへと拡張を行った。また、BIEM（境界要素法）-FEM（領域解法）
練成解析を用いた BDM(境界‐領域法）の動的破壊２次元シミュレーションを行い、弾性不均質構造が破壊に及ぼす影響を調べた。また、間隙流体の動的破壊伝播に及ぼす影響について、20 年度に開発した３次元差分法コードを用い、深さとともに増加する応力下において、地震時摩擦発熱による間隙流体圧上昇（TP：Thermal Pressurization)が３次元破壊伝
播及び破壊の断層間乗り移りに及ぼす影響を調べた。地震時 TP の長期的な地震サイクルに230

及ぼす効果として、簡単な準静的１次元シミュレーションではあるが、地震時 TP に伴う応力降下量・すべり量の増大により地震発生間隔が長期化することが分かった。
データ解析の高度化として、まず InSAR(干渉合成開口レーザー）データから面的な地殻変動の高精度時系列を得る手法の開発として、GPS 観測を用いた長波長ノイズの軽減法を開発した。また、大気・海洋分野で開発が進められている、データ同化手法の簡単化シス
テムにおける人工余効変動データへの適用を試みた。さらに、データ同化手法に必須であるフォーワード計算の高速化を目指して、高速多重極法を用いた準静的地震発生サイクル
シミュレーションコードの高速化を検討した。
南海トラフ巨大地震と西南日本内陸地震を含めた粘弾性媒質中でのセルモデル地震発
生サイクルシミュレーションを目指して、成層粘弾性構造に対する点震源解を矩形断層におけるすべり応答関数計算に用いる高精度計算法を開発した。
３) 平成 22 年度：
昨年度に引き続き、媒質影響評価・シミュレーションコードの開発・高速化を実施した。
熱構造モデルでは、２次元箱型モデルを用いて、フィリピン海プレートの沈み込みに伴う温度分布を３測線で計算した。観測された短波長の地殻熱流量分布を説明するため、Fukahata and Matsu'ura(2000)の方法にしたがって、沈み込みに加えて、地表の削剥の効
果を導入し、３測線で計算を行い、観測値と調和的な結果を得た。また、観測された高地
殻熱流量を説明するため、Wang et al.(1995)の手法を用いて、プレート上面に摩擦熱を入れたモデルを構築し、テスト計算を行い、間隙水圧比やプレートの沈み込み速度の違いが地殻熱流量に及ぼす影響について検討した。
不均質媒質における任意形状を持つ破壊面での地震サイクルを高精度に計算するため、
空間メッシュをアダプティブに変化させる要素サイズ可変型有限要素法（h-adaptive FEM）
を動弾性問題に適用し，地震サイクルシミュレーションの効率化をはかった。また，マルチドメイン境界要素法（ BIEM）を開発し，境界要素法をベースとしながらも１つのサブド
メインに対して有限要素法の要素剛性マトリクスと等価なマトリクスを生成することに成功した。間隙流体については、引き続き、地震時摩擦発熱による熱的加圧（TP)が断層の乗り移りに果たす役割、及び簡単なモデルで地震間における間隙流体の振る舞いを評価した。
データ解析手法の高度化では、InSAR（干渉合成開口レーダー）における電離層ノイズの除去・時間フィルタリングの改良といった技術開発を継続し、新規に取得された SAR データを用いて、長時間スパンのペアに対する InSAR 解析を試みた。一般に、スパンが長くなるほど干渉性は劣化するが、800 日を超える長時間スパンでも、十分に質の高い InSAR
画像が得られることがわかった。長時間スパンの InSAR 画像は、経年的な地殻変動シグナ
ルを多く含んでいるため、この結果は経年的変化検出に好材料である。データ同化手法の開発では、当初計画ではスローイベントへの手法開発を行う予定だったが、より現実的なシステムの開発を重視し、昨年度成果の余効すべりの手法を３次元均質等方媒質への拡張を行った。高速多重極法による、均質弾性媒質における準静的地震発生サイクル計算コードの高速化・省メモリ化を検討したが、現状では地表面の効果を入れることが困難である
ことが分かり、階層型行列を用いて高速化を試みた。
231

さらに、南海トラフ巨大地震発生システムに西南日本内陸地震を加えた粘弾性セルモデルの開発として、成層粘弾性媒質中における地震発生サイクル計算コードの開発を継続し、内陸断層におけるクーロン破壊関数の時間変化を計算した。
４) 平成 23 年度：
媒質モデルの影響評価における、熱構造モデルについては、平成 22 年度に開発したプ
レート境界での摩擦熱と地表の削剥の効果を取り入れた２次元箱型モデルを用いて、フィ
リピン海プレートの沈み込みに伴う温度分布を四国中部、四国東部、紀伊半島を通る３測線で計算した。トラフ軸から陸域にかけて高い空間分解能をもった地殻熱流量データを使用し、観測データと整合性のよい沈み込みモデルを構築した。フィリピン海プレートの年
齢の時空間変化、形状、運動様式を考慮した沈み込みのみのモデルでは、地殻熱流量の観測データを説明することは難しく、現在の西南日本での地殻熱流量分布には、トラフ側ではプレート境界面での摩擦熱が、陸域においては第四紀の地殻変動に伴う浸食による温度変化が影響していることを示した。また、３次元スラブ沈み込みモデルの構築に着手した。
不均質場での動的破壊シミュレーションでは、東北地方太平洋沖地震で認められた数十秒のタイムラグのある複数の強震動生成領域の破壊メカニズムを理解するため、断層周囲の不均質性に着目した動的破壊シミュレーションを実施した。摩擦発熱による間隙流体圧の上昇（thermal pressurization; TP）を考慮した動的破壊伝播シミュレーションに間隙
水の相変化の効果を取り入れ、地震に観察される特徴にどのような変化を及ぼすかを調べた。また、速度・状態依存摩擦則に基づく準静的地震サイクル計算において TP の影響を考慮して、2011 年東北沖地震２次元モデルを構築し、海溝沿いの特大すべり及び数百年という長い超巨大地震サイクルの実現に成功した。
データ解析の高度化について、まず InSAR（合成開口レーダー）の高精度解析では、電離層ノイズの除去・時間フィルタリングの改良といった技術開発を継続し、新規に取得された SAR データを用いて、長時間スパンのペアに対する InSAR 解析を試みた。また、地殻変動データから断層面上の断層パラメータを推定する手法としてのアジョイント法の適用において、昨年度成果の余効すべりをデータとする手法を、GPS を想定した地表面の変位デー
タへの適用を行った。さらに、準動的地震発生サイクルシミュレーションの高速化・省メ
モリ化については、階層型行列（H-matrices）法を適用して、2011 年東北地方太平洋沖地
震サイクルの検討を行った。
内陸地震を含む南海トラフ巨大地震発生サイクルセルモデル構築を目指して、弾性・粘弾性水平成層構造を仮定し、南海トラフでのフィリピン海プレート沈みこみ形状、新潟・神戸構造帯、西南日本の内陸地震を変形の力源として、西南日本のすべり応答関数を計算した。また、得られたすべり応答関数を用いて、過去の地震履歴から内陸活断層上のクー
ロン破壊関数の時間変化を計算した。結果、計算されたクーロン破壊関数は西南日本活断層の活動履歴とほぼ整合的になり、南海トラフ巨大地震発生時には逆断層による地震発生の確率は一時的に低下することが推測された。また、メモリ変数による、粘弾性地震発生
サイクルシミュレーションの高速化に着手した。

232

５) 平成 24 年度：
媒質モデルの影響評価における、熱構造モデルについては、３次元モデルにおいて、従来の平面プレート形状モデル、下半分の全領域での強制対流モデルを改良し、３次元的な曲面形状と厚さを持つ海洋プレートの沈み込みモデルを世界で初めて開発した。海溝軸に垂直な方向に対して線対称の円錐、円柱、反円錐、反円柱のプレート上面形状モデルを構築し、海溝軸に垂直な方向と斜め沈み込みに対する温度場、流れ場の計算を行った。その結果、１）実効的な沈み込み角が大きくなるとスラブの温度上昇は小さくなること、２）
斜め沈み込みの場合、温度場に顕著な非対称性が現れ、プレート内部・上面の低温部がス
ラブの下傾斜のところに現れること、を示した。
不均質場での動的破壊シミュレーションでは、熊野灘沖で認められるような分岐断層が破壊する場合を想定した断層破壊シミュレーションを実施し，津波生成の観点からプレート境界破壊シナリオとの相対的なメカニズムの違いについて考察した。摩擦発熱による間隙流体圧の上昇を考慮した動的破壊伝播シミュレーションにダイラタンシーの効果を取り
入れ、地震での摩擦発熱による間隙流体圧上昇の重要性を見積もった。また、準静的地震
サイクルシミュレーションにおける間隙流体庄変化の重要性について一自由度の簡単な系
でまとめを行なった。
データ解析の高度化について、まず InSAR（合成開口レーダー）の高精度解析では、四国地方の InSAR データを収集し、同地域をほぼカバーする変動分布図を作成し、解析に関するまとめを行った。また、地殻変動データから断層摩擦パラメータを推定する手法としてのアジョイント法の適用において、前年度までに開発したアジョイント法をより自由度の高い系に適用し、地震発生後の余効すべりによって別の地震がトリガーされるケースの数値実験を行った。さらに、準動的地震発生サイクルシミュレーションの高速化・省メモリ化
については、階層型行列（H-matrices）法を適用して、東北地方太平洋沖の北部域、1968
年十勝沖地震(M8.3)震源域を含む領域で、2011 年東北地方太平洋沖地震より大きな地震が起きる可能性を検討した。また、列島規模や小さな地震まで含むマルチスケール地震発生
サイクルシミュレーションの重要性をまとめた。
南海トラフ巨大地震サイクル中における西南日本内陸地震の発生予測モデルの検討を行うための南海トラフ巨大地震や内陸地震の粘弾性すべり応答関数を計算した結果、南海トラフ巨大地震発生前には逆断層型内陸地震が、発生後には横ずれ型内陸地震が発生しやすくなることが予測された。この予測は歴史地震の時空間分布と整合的である。粘弾性媒質中での応力計算にメモリ変数を用いる手法を開発してきたが、階層型行列法による省メ
モリ化・高速化ができず、階層型行列を用いて履歴積分を実行する方法を開発する必要があることが分かった。
(２) 平成 20～24 年度の成果(a) 業務の要約
媒質モデルの影響評価における、熱構造モデルについては、２次元並びに３次元スラブ
沈み込みモデルの構築を行った。２次元モデルでは、ヒートプローブ、ＢＳＲの地殻熱流
233

量データに加えて、先行研究で使われたことのない Hi-net の地殻熱流量データを用いて、四国中部、四国東部、紀伊半島を横切る測線で温度分布の計算を行った。その結果、陸域の地殻熱流量に関して、観測データは計算結果に比べて、短波長となり、海域では、前者が後者よりも高いことがわかった。この違いを説明するため、削剥・堆積に伴う温度変化、
プレート境界での摩擦熱のプログラム開発を行い、これらを導入し、第四紀の期間に削剥・堆積の効果を取り入れ、間隙水圧比を 0.95 とすると観測データがよく説明できることを示した。３次元モデルでは、円錐、円柱、反円錐、反円柱のプレート上面形状モデルのプロ
グラミングに成功し、斜め沈み込みの場合、温度場と地殻熱流量に顕著な非対称性が現れ、プレート上面・内部の低温部や低地殻熱流量はスラブの下傾斜のところに現れることなどを示した。
断層の動的破壊現象が周囲の媒質不均質によって影響を受ける可能性を探るため、低コ
ストでシミュレーション可能な数値解析手法（X-FEM，BDM）を開発した。その上で、東北
地方太平洋沖地震において強震動生成領域が数十秒あけて破壊した現象を、地表付近の不均質構造の影響として再現可能であることをシミュレーションにより実証した。また，プ
レート境界付近に観察されている分岐断層が破壊した場合に想定されるメカニズムについて不均質性を考慮したシミュレーションにより考察し、プレート境界での破壊との違いとして相対的に考察した。次に、間隙流体の動的破壊に及ぼす影響を調べた。水の拡散係数が小さい断層に間隙水が存在し、断層すべりが生じると、摩擦発熱によって間隙水の圧力上昇（thermal pressurization; TP）が起こると考えられる。TP が断層での動的破壊過程
へどのような影響を及ぼすかを、様々な３次元動的破壊伝播シミュレーションから調べた。
TP が働くと、すべりに伴う応力降下が非線形に大きくなり、すべり量は増大し、破壊伝播
はＳ波速度を超えるようになる。TP なしでは成長しにくかった破壊も広がる。TP は深いと、より顕著に働く。そのため、より離れた断層へ、断層の深い部分で、動的破壊が断層間を乗り移ることを助長する。すべり成長による空隙増加率（ダイラタンシー係数）の増加にすべり量と破壊伝播速度を抑制する効果が、摩擦発熱に伴う間隙水の液体から超臨界水へ
相変化にすべり量を抑制する弱い効果がある一方、これらをもってしても TP が動的破壊伝
播を加速する効果は強い。TP が働くか否かは地震の成長に大きく関わり、断層を形成する
岩石の水理拡散率や断層帯の厚さによって決まる。これらの値や空間分布が重要になる。
また、間隙流体庄は地震サイクルを通じて変化し、速度状態依存の摩擦則に従う摩擦係数の変化と合わせて、すべりの発展を支配している。間隙流体庄は、地震時 TP による上昇、破壊に伴うダイラタンシーによる低下、地震間における応力溶解などの化学変化により間隙率が減少し上昇する。簡単化した一自由度系ではあるが、これらの効果が全て入ったモデルを検討して、間隙流体が地震サイクルを通じて大きな効果をもたらすことを示した。
更に 2011 年東北地方太平洋沖地震では海溝近傍の 50m を超えるすべりを TP を考えた地震
サイクルシミュレーンで説明した。
データ解析の高度化について、InSAR（合成開口レーダー）の高精度解析として、紀伊半島～四国の ALOS/PALSAR データを取得し、電離層の影響の少ない干渉画像のみをスタッキングして地殻変動を検出した。地震発生シミュレーションにおいて用いる摩擦構成則（多くの場合は速度・状態依存摩擦構成則が用いられる）には、断層面の摩擦特性を表す摩擦234

パラメータが含まれている。また、気象海洋分野で開発されたデータ同化手法を用いて、地震サイクルシミュレーションにおいて用いられている支配方程式系に対してアジョイン
ト法を適用し、摩擦パラメータを観測データから推定する手法を開発した。沈み込み帯で発生する地震の後にみられる余効すべりによって、別の地震がトリガーされる状況を模した人工データを作成し、トリガーされる地震の発生予測の数値実験を行い、開発した手法の有効性を示すことができた。大規模マルチスケール地震サイクルシミュレーションやデータ同化では、膨大なメモリや計算時間を要し、省メモリ化・高速化が必須である。階層型行列（H-matrix）法を用いて、地震サイクルシミュレーションの省メモリ化・高速化を実現した。この手法を用いて 2011 年東北地方太平洋沖地震のサイクルモデルを構築し発生要因について考察した。
内陸地震を含む南海トラフ巨大地震発生サイクルセルモデル構築を目指して、弾性・粘弾性水平成層構造を仮定し、東西圧縮、南海トラフの地震と固着、西南日本の内陸地震を
変形の力源として、西南日本の活断層上の長期的なクーロン破壊関数の変化を計算した。
結果は，南海トラフ地震発生を挟んで発生前 50 年から発生後 10 年に内陸地震が多く起きるという歴史記録から得られる関係と調和的であった。計算結果から、南海トラフ巨大地
震発生前には逆断層型内陸地震が，発生後には横ずれ型内陸地震が発生しやすくなることが予測された。この予測は歴史地震の時空間分布と整合的である。また、これまでメモリ
変数による、粘弾性地震発生サイクルシミュレーションの高速化を試みてきたが、階層型行列を適用できないことが判明した。
(b) 業務の実施方法
１）熱構造モデル
２次元熱モデルについては、差分法を用いて、運動方程式

 2   2    2
 2    2
2     (  0 g)
4






  2
2  
22  
xz  xz   zx
x    zx  

(1)と、昨年度、新たに導入したプレート境界での摩擦熱と削剥による温度変化を考慮したエネルギー方程式

 T
 v  T   k 2T  v 0 gαT  tC p 

22

       2 T z    2  2   H 0 exp      ve ( x)
4 
(2)
x 
z
 10  xz  zを連成問題として解くことにより、各タイムステップでの流線ψと温度Tを求めた。
粘性率に関しては、定圧における変形に対する粘性率を複合した式を使用した(Burkett and Billen, 2010)。

 diff  disl diff   disl(3)

ここで、 diff は拡散クリープにおける粘性率、 disl は転位クリープにおける粘235

性率を表す。モデルは図１のような２次元箱型モデルであり、Yoshioka and Mur
akami(2007)で導入したフィリピン海プレートの冷却、紀南海山列から離れるに従ってプレートの年齢が古くなる効果、過去数Ma以降、フィリピン海プレートの沈み込み方向が変化する効果を取り入れたモデルとなっている。具体的には、地震
波トモグラフィに基づくスラブの存在領域から、７Maでフィリピン海プレートは沈み込みを開始したとし、３Maで沈み込み方向が変化したと仮定した（高橋(200
6)）。

図１

２次元箱型熱対流

モ デ ル の 概 念 図 (Torii and
Yoshioka (2007)に 加 筆)。

３次元スラブ沈み込みモデルでは、Yoshioka and Murakami(2007)の平面のプレート境界面を曲面に改良した。
質量保存則
(４)

   s ( z ) v   0
運動方程式



P  ij
 Ra0 (T  Ts ) i 3  0
xi x j(５)エネルギー方程式(６)の３つの方程式を用いた。

236

図２

直方体の３次元スラブ沈み込みモデル。表面（-z）は等温条件、底面（＋ｚ）

は透過、断熱条件、左側面（＋ｙ）と右側面（－ｙ）は周期、断熱条件、前面（＋ｘ）
は反射、断熱条件、背面（－ｘ）は透過、等温条件。点線は円錐モデルの時のスラブ上面の形状の概念図。
図２にモデル概念図を示す。境界条件は図の説明に記した通りで、沈み込み速
度６cm/yr、海溝での沈み込み角11°、計算時間10Myr、スラブの厚さ30ｋｍとしている。また、図３、４にモデル領域内の物性分布を示す。ここでは、上部地殻、
下部地殻、マントル、スラブの４つの部分から成るものとした。スラブに関しては、あらかじめガイドを設け、ガイドに沿って、時間とともにスラブが沈み込んでいくように設定した。ここでは、図５に示す、プレート形状の異なる５つのモデルを構築した。具体的には、平面スラブ、円錐形スラブ、円柱形スラブ、反円錐形スラブ、反円柱形スラブの５つである。ここでは、海溝軸に直交した方向か
ら30°左前方に斜めに沈み込む場合について計算を行った。
図３

モデル領域内の物性分布。上部地

殻、下部地殻、マントル、スラブの４つの部分から成る。ｘ－ｚ断面。

図４

モデル領域内の物性分布。上部地

殻、下部地殻、マントル、スラブの４つの部分から成る。ｙ－ｚ断面。

237

図５

構築した５つのプレート形状。右上の海溝から左下に向かってスラブが沈み込む。カラーはスラブ上面の深さ分布を表す。
（a）
平面スラブ。
（ｂ）円錐形スラブ。
（ｃ）円柱形スラブ。（ｄ）反円錐形スラブ。
（e）反円柱形スラブ。

２）動的破壊への不均質弾性媒質の影響評価
断層の動的破壊シミュレーションは，高速な地震性すべりを生じるような狭い意味での地震時の破壊進展の様子を力学的に表現する手法である．動的破壊シミュレーションは，断層面極近傍で応力集中を伴うような応力場を計算しながらも，地震断層面に代表される
ように対象が大きなスケールとなることが特徴で，計算コストが非常に大きな問題であった．このため，地殻構造のような本質的に不均質な媒質を対象とするのではなく，ある程度理想化された均質な媒質を想定して，破壊に関する一般的な特徴についての議論がなされてきた（例えば，Madariaga, 1976, Kame and Yamashita, 1999, Oglesby and Archuleta,
2003）．一方，実際の地震を対象とした再現解析も実施されており，その時点で導入可能な範囲で，現実的な不均質性を有する地殻構造の特徴を導入する試みも行われている（例えば，Aochi and Fukuyama, 2002）．ところが，不均質な地殻構造そのものを直接取り込んで破壊シミュレーションを実施すること，及びその不均質性による影響を考察することはほ
とんどなされていなかった．
ここでは，断層周辺の不均質性が断層の動的な破壊現象そのものに及ぼす影響について考察するため，自由な媒質不均質性を考慮できるような数値解析手法の開発と数値実験を実施した．具体的には，拡張有限要素法（X-FEM），及び境界領域法（BDM）による断層破壊
シミュレーション手法を開発し，東北地方太平洋沖地震で認められた現象の再現解析，及238

び南海・東南海地震において想定される海溝付近の分岐断層が破壊する場合についてのシ
ナリオ型の数値実験を実施した．
2－1）数値解析手法の開発
2－1－1）拡張有限要素法
拡 張 型 有限 要 素 法 （eXtended Finite Element Method: X-FEM） は 、 従 来 の有 限 要 素 法
で要素境界に設置する必要があったクラックなどの不連続な境界を要素内に配置できるよ
うに拡張した手法である（図６）。Belytschko and Black（1999）や Moes et al .（1999）
により開発され、現在では構造解析などの幅広い分野で利用されている。また，Liu andBorja（2008）は断層の準静的な破壊問題に X-FEM を適用し，断層面に摩擦則の導入を試みている。

図６ X-FEM の概念図
通常の有限要素法では領域を有限個の要素に分割して各要素内の変位を互いに直交な形状関数の線形和で表現する。しかし、形状関数は要素内で滑らかな関数を選択するため、変位が不連続となるクラックやひずみが不連続となる媒質境界を要素内に設けることはできない。X-FEM ではこの条件を緩和するため、以下のように項を付加する。

ui ( x, t )   N k ( x )uki (t )   N k ( x ) g ( x )aki (t )
k

(７)

k J

ここに， J は付加項を与えるノードの集合を表しており、仮想的にノードの自由度を増加させる操作に相当する。増加した自由度をエンリッチノードと呼び、a ki はエンリッチノードの値を表す。また、この付加項に表れる関数 g をエンリッチ関数と呼び、エンリッチ関数に不連続な関数を用いることで不連続な変位を表現することができる。
断層の動的破壊を計算するためには X-FEM に摩擦則を導入する必要がある。ここでは、
高速破壊のみを対象とするため単純な滑り弱化モデル（Ida,1972）を採用し、テクトニッ
クな応力や状態変化などの長期変化を無視する。ただし，断層の動的な破壊は滑りが発生している破壊フロント背後の領域と、滑りが発生していない領域とが断層面に混在し、かつ時間変化している現象である。このため，X-FEM では両領域の表現方法と領域の遷移方法を適切に導入する必要がある。滑りが発生している領域は摩擦則で変位と表面力が制御されるため、X-FEM では力学的境界条件を与える必要がある。ここで用いる摩擦則は滑りに対して発生する表面力は一価の関数となるため、発生した滑りに対応する表面力を境界
239

に外力として与えることにする。この方法は Liu and Borja（2008）が用いた方法と同様である。一方、滑りが発生していない領域は幾何学的境界条件を与える必要がある。幾何学的境界条件は滑りが発生していないことを表現するだけでよいため、エンリッチノードの値を 0 に拘束すればよい。動的な破壊を表現するためにはこの両境界条件を遷移させる必要がある。例えば、Galerkin 境界積分方程式法を動的破壊問題に適用する場合は Middle
state 要素を両境界条件の間に設置すると遷移時に発生する振動を抑えることができることが報告されている（Goto and Bielak, 2008）。本研究でも図７に示すように Middle state
要素を採用して振動の軽減を試みる。すでに滑りが発生している断層の領域が含まれる要素は、力学的境界条件を与える要素と考えてノードに力学的境界条件を与える。また、滑りが発生していない断層の領域が含まれる要素は、幾何学的境界条件を与える要素としてエンリッチノードの値を 0 とする。このとき、幾何学的境界条件を与えるノードと力学的境 界 条 件 を 与 え る ノ ー ド が 混 在 す る 要 素 が 破 壊 フ ロ ン ト に 存 在 し 、 こ の 要 素 を Middle
state 要素と称している。Middle state 要素ではその重心で表面力による破壊の判定を行い、表面力値が降伏表面力を越える場合は境界条件を切り替える操作を行う。

図７ 境界条件の切り替え方法の概念図
２次元の均質媒質を対象として簡単な動的破壊問題を数値計算する。対象とする均質媒質の物理定数は、Ｓ波速度 3464m/s、密度 2670kg/m 3 とする。また、断層面に与える滑り弱化型摩擦則のパラメータは断層面全領域で一様とし、降伏表面力 81.24MPa、残留表面力
63.0MPa、滑り弱化距離（Dc） 0.4m とする。なお、この設定は動的破壊コードの検証のために SCEC で行われたベンチマークテスト（Harris et al., 2009）と同じ値である．断層
幅は 4000m とし、その中央部に設けた 1000m 幅の破壊核形成領域から破壊の進展が始まる。
破壊核形成領域は初期表面力を降伏表面力より高い 81.6MPa と設定するが、破壊核形成領
域以外では 70.0MPa の初期表面力とする。
まず，X-FEM による解析結果の妥当性を検証するため全無限均質媒質において同じ要素配置の下で要素境界を断層が切る角度を変化させて解析した結果と（図８）、BIEM による結果とを比較する。ここで、BIEM は２次元ＳＨ波動場全無限均質媒質を対象とした Cochard
and Madariaga（1994）の手法によるものとする。なお、X-FEM，BIEM ともに要素幅 15.625m
240

のケースについてのみを示す、滑り変位の空間分布を図９に示す。時刻は上から 0.5、1.0、
1.5 秒の時点である。全ての傾斜角の結果が BIEM の結果と良く一致していることがわかる。
図 10、11 に滑り速度，表面力の時刻歴を示す。おおむね X-FEM と BIEM で一致しているが、破壊核形成領域近傍の 600m の地点における表面力で若干の違いが現れている。これは破壊
核形成領域を要素単位で設定しているために厳密に同じサイズの破壊各形成領域とはならず、誤差を含むからであると考えられる。

図８ 断層と X-FEM 要素の交差角度の定義

図９ 滑り変位の空間分布

図 10 滑り速度の時刻歴

図 11 表面力の時刻歴

全無限均質媒質を対象とした解析は BIEM を用いることができるため、高精度な解を求めることができる。ところが，図 12 のように断層上端が自由表面を切る場合は単純な BIEMで計算することができず、また層境界を跨ぐ場合などは BIEM で計算することができない。
X-FEM では自由表面の設定、不均質な媒質の表現を容易に行えるため、ここでは断層上端に自由表面があるような半無限均質媒質を対象として、図 12 のように自由表面を切る角度を変化させた解析結果を示す。図 13 が滑り変位の空間分布である。負号で表した自由表面
側では傾斜角により違いが認められるが、断層下端付近ではそれぞれの角度に顕著な違いは見られない。図 14．15 に滑り速度，表面力の時刻歴を示す。全無限媒質と比較して自由表面付近の滑り速度のピーク値が大きいこと、断層が低角なほどピーク値が大きいことが241

認められる。また、降伏表面力に達する時刻は断層が低角なほど早い、すなわち破壊伝播
速度は断層が低角なほど速いことが認められる。

図 12 断層と X-FEM 要素の交差角度の定義

図 13 滑り変位の空間分布

図 14 滑り速度の時刻歴

図 15 表面力の時刻歴

2－1－2）境界領域法
従来の断層破壊シミュレーション手法は、上述した拡張有限要素法やその他の差分法・有限要素法のように対象とする領域を離散化して数値的に解く領域法（例えば，Kase andDay, 2006, Dalguer and Day, 2007, Kaneko et al., 2008）を用いるか、境界積分方程式法のように対象とする領域を単純な媒質であると仮定して断層面上のすべり-応力関係を
直接数値的に解く境界法（例えば，Fukuyama and Madariaga, 1998, Tada et al., 2000）のいずれかに分類される．前者は，地殻構造の不均質性を直接取り込むことができる利点があるものの、後者の手法に比べて断層極近傍の応力値の精度が低いことが欠点である。
一方、後者は媒質を全無限均質媒質のように単純化している手法であるために、本質的に不均質な媒質を表現することができない。
そ こ で ， 両 者 の 欠 点 を 補 う こ と を 目 的 と し て 提 案 さ れ た の が 、 境 界 領 域 法 （ Boundary
Domain Method：BDM）である。対象とする地盤に不均質または地表面などの境界面がある
242

場合、断層で発生したある時刻の滑りに対する断層面上の表面力の増分は、不均質の影響を受けない直接的な項と不均質の影響を含む項との和で表現することができる。不均質の影響を含まない項は全無限均質媒質における応答と等しいので、境界積分方程式法を用いて精度良く計算することができる。一方、不均質の影響を含む項は、一般に境界積分方程式法で求めることができない。そこで、２つの有限要素法の解を合成して不均質の影響を含む項のみを抽出する手法である。１つは、対象とする不均質な地盤をモデル化した場合の有限要素法の解、もう１つは全無限均質媒質を仮定した場合の有限要素法の解である。
要素配置を両有限要素法で一致させた場合、その解の差は不均質の影響を含まない項がキャンセルされるために不均質の影響を含む項のみを取り出すことができる。有限要素法は断層の近傍で応力を精度良く表現することが難しいものの、その影響が危惧される直接的な項がキャンセルされるため、ある程度の距離離れた精度の保証された不均質の影響が担
保される。
（８）

ここに、左辺は滑りによって生じた断層面の表面力変化を表す。右辺第一項は境界積分方程式法で求める直接的な影響による表面力変化を表す項、第二項は対象の地盤モデルに対して有限要素法で得られた表面力変化、第三項は地盤モデルが全無限均質媒質であるとした場合の有限要素法による表面力変化である．図 16 は上式を表現するための概念図であ
る．

図 16

境界領域法の概念図

動的破壊には、媒質境界による局所的な不均質による影響以外にある程度断層から離れた地殻構造などの不均質による影響が考えられる。上の拡張有限要素法の例では、自由表面の影響についてその影響を確認しているが、半無限地盤を対象としているために自由表面の影響を過大評価している可能性がある。また、自由表面よりもインピーダンス比の小
さい媒質境界の影響について評価できていないため、現実的な地殻構造で影響があるかは議論されていなかった。そこで、図 17 に示すような単純な褶曲構造を断層の上に設定して、その構造が動的破壊に与える影響について確認した。褶曲構造は、２つの表層と半無限領域との３層とからなり、それぞれの境界面における S 波のインピーダンス比は半無限領域
243

と下層との間で 2.2，下層と上層との間で 2.0 である．断層に与える摩擦パラメータは図18，及び表１に示す通りである。断層メカニズムを逆断層と仮定して、２次元 P-SV 波動場（面内問題）を解く。
褶曲構造の影響を評価するために、動的破壊シミュレーションを全無限均質媒質で実施して、その破壊過程を運動学モデルとして褶曲構造に入れて波動計算を行ったものを Case
(F)と称する。一方、動的破壊シミュレーションから褶曲構造を設定して波動場を計算したものを Case (BDM)とする。Case (F)と Case (BDM)の違いは、動的破壊シミュレーションに
褶曲構造を仮定するかしないかであるため、動的破壊に及ぼす褶曲構造の影響を直接見ることができる。図 19 にそれぞれのケースで得られた最終滑り量と、地表面において計算される速度波形の水平成分について示す。最終滑り量の分布に顕著なアスペリティ領域は見られないものの、断層直上の観測点の波形には５秒から９秒の間に２つ目の特徴的なパルスが認められる。このパルスは Case (F)の波形には認められないものであるため、褶曲構
造が動的破壊に影響を与えて生成されたものである。また，最終滑り量分布に見られるよ
うに、Case (F)では滑り弱化距離の大きい領域内で破壊が収束しているが、褶曲構造の存
在により破壊が断層端まで達することが認められる。その他、上盤側と下盤側で波形の特徴が異なる点も指摘できる。図 20 に滑り速度，及び滑り変位の時刻歴の比較を示す。断層
幅の４km より上側では破壊の進展に従って滑り速度の増加が認められ、また滑り変位の増加も確認される。

図 17

褶曲構造モデル

244

図 18

摩擦パラメータの分布（左：応力分布，右：滑り弱化距離分布）

表1

摩擦パラメータ

降伏表面力81.24 MPa

残留表面力63.0 MPa

滑り弱化距離（0-4000m）

0.4 m（4000-10000m）

1.0 m

初期表面力（破壊核形成領域内）

81.6 MPa

初期表面力（破壊核形成領域外）

70.0 MPa

245

図 19

図 20

最終滑り量と地表面における水平速度の比較

動的破壊シミュレーションで得られた滑り速度と滑り変位の時刻歴の比較

３）間隙流体の動的破壊へ及ぼす影響の評価
Kase and Kuge (2001)の弾性体三次元有限差分法に、摩擦発熱による流体の間隙圧の変化を考慮する改良を加えて、３次元動的破壊伝播の数値シミュレーションを実施した。断
層摩擦構成則はクーロン応力でのすべり弱化則を仮定した（図 21）。すべり量がすべり弱化距離（Dc）に達するまで、摩擦係数は静摩擦係数から動摩擦係数へと線形に減少する。
弾性媒質中に矩形（あるいは正方形）の断層をおき、断層にかかっている応力の値と方向を仮定した。断層上の小領域で応力を降下させて破壊を開始させた後、破壊は断層摩擦構
成則に従って自発的に広がっていく。弾性変形による法線応力値から間隙流体圧の値をさし引き、それを有効法線応力として、断層摩擦構成則から断層上のせんだん応力を計算した。静摩擦係数、動摩擦係数、Dc は、想定した断層上で一様、一定な値とした。断層の外側では静摩擦係数を無限大に設定しており、破壊は生じない。
断層ですべりが生じると、その摩擦熱で温度が上昇する。断層に間隙水が存在すると、温度上昇によって間隙流体圧も上がる。この摩擦発熱によって生じる間隙流体圧の変化は、２つの方法で数値シミュレーションに組み込んだ。
１つ目の方 法では、摩 擦発熱によ る間隙流体 圧の変化に 、Bizzarri and Cocco (2006)の１次元解析解を使用した。この１次元解析解をもとに、弾性体三次元有限差分法で計算される断層上でのすべり速度と応力から、断層各点での間隙流体圧を時々刻々と計算した。
この１次元解析解の導出において、流体（水）の物性値や岩石の浸透率は一定と仮定され246ている。数値シミュレーションに使用した各種変数の値は、Urata et al. (2008)や Urataet al. (2012)に詳しい。この方法で、一様な応力場や深さとともに増加する応力場に１枚の矩形断層がある場合の TP の影響を調べた。加えて、半無限媒質中に不連続な２つの横ずれ断層をおき、１枚目の断層で始まった動的破壊伝播がどのように２枚目の断層へ乗り移っていくのかを調べた。１枚目の断層で破壊が広がるにつれて媒質中の応力場が変化し、２枚目の断層での破壊は、断層摩擦構成則の破壊基準に達した場所と時刻で自発的に始まる。
２つ目の方法では、断層上での温度と間隙流体圧を時々刻々と計算するために、弾性体
三次元有限差分法を解くことと平行して、流体・熱についての１次元拡散方程式を、いず
れも有限差分法で解いた。熱・流体の拡散方程式を数値的に安定に解くためには、弾性方程式に比べてはるかに細かいグリッドが必要となる。計算効率を上げ計算負荷を減らする
ために、弾性方程式と拡散方程式を、各々、異なるグリッドサイズを使って解く工夫をした。流体・熱について１次元拡散方程式を数値的に解くことによって、流体（水）の物性
値の温度・圧力変化を考慮することが可能になった。また、空隙率や浸透率の時空間変化も考慮できるようになった。この方法で、間隙水の流体から臨界水への相変化及び空隙率・浸透率の時空間変化が TP とともに起こるときの影響を調べた。

図 21

用いた断層でのすべり弱化則４）間隙流体の準動的地震サイクルを通しての影響評価
Mitsui(2010)に従い、１自由度問題を考える(図 22）。均質無限弾性媒質中で空間的に一様なすべりを持つ、間隙流体を含む断層パッチを仮定し、すべり u は遠方でのローディン
グ速度 v pl に駆動される（対応する弾性定数 k ）ローディングせん断応力   k ( vo t  u )（ t は時間）と摩擦応力  f

 f  k ( v pl t  u )  (G / 2vs )v(９)で決定される。右辺第２項は S 波放射を準動的近似したもので放射ダンピング項（Rice,1993）と呼ばれており、 G は剛性率、 vs 、 v は S 波速度、すべり速度である。ここでは例えば、速度状態依存の摩擦則でスローネス則とよばれる発展則を用いると、摩擦力
247

は f   (  P )   o  a ln(v / vo )  b ln(vo / L)  (  P )(10)d dt  1  v / L(11)と書ける。ここで  , P は法線応力、間隙流体庄、 a , b, L は摩擦パラメータで、  は状態変数と呼ばれ接触面の状態を表す。

図 22

バネブロックモデルで簡単化した１自由度概念モデル
摩擦すべりが遠方のローディング速度 v pl で駆動される。摩擦発熱は幅 w で生じる。
（接触面に間隙流体を含む）

一定の断層すべり幅 w を一定と仮定すると、地震時すべりの摩擦発熱及びダイラタンシ
ー及び地震間におけるによる空隙率による変化を考慮して温度 T と間隙流体庄 P はBizzarri and Cocco (2006)に従い、T (t )  To 



1 t
w

 (t )v (t* )dt*
erf
 4   t  t*   f * cw 0



(12)

（13）

と書ける。ここで、 erf は誤差関数、  , c,  , ,  は、それぞれ密度、比熱、熱拡散率、圧力拡散率、流体部と固体部の熱膨張比で、  ( f   ) (  f   ) ,    (  c ),      f     v f (14)である。ここで、 f ,  ,  f ,  は、流体と固体の熱膨張係数、圧縮率、 は熱伝導率、 ,  , v fは透水係数、空隙率、間隙流体の粘性率を表す。
248

間隙率の時間発展でガウジの変形によるものは Segall and Rice(1995)のより、またす
べり速度依存は Suzuki and Yamashita(2006)に従い、

dSR dt   ln( vo / L), ddil dt  Yv

(15)と書け、  は間隙形成係数、 Y はすべり速度依存ダイラタンシー係数と呼ばれる。
また、地震間における圧力溶解等の溶融物沈殿など化学反応による空隙率減少は、簡単化して（ Gratier et al., 2003） 、c (t )  o exp( t X )

(16)

と表せる。
以上の地震時すべりによる TP、ダイラテーション、地震間における化学反応がもたらす空隙率減少による間隙収縮を速度状態依存の摩擦則と組み合わせて準動的地震サイクルをシミュレートする。
５）データ解析の高度化：InSAR（合成開口レーザー）解析の高度化
南海トラフにおけるフィリピン海プレートの沈み込みによる地殻変動を面的に高分解能で検出することを目的として、紀伊半島から四国に至る領域をカバーする ALOS/PALSAR データを解析し、スタッキング法を用いて経年的な変動を検出することを試みた。2006 年から 2011 年の間に観測された北行軌道のパス 414（紀伊半島）及び 417～420（四国）の４つのパス、さらには南行軌道の 67 と 70（四国）２つのパスの画像のうち、取得した全てのペアのうち時間基線長ができるだけ長く、かつ垂直基線長が短いペアを解析した。いくつかの干渉画像には、電離層の影響と考えられる擾乱が認められる。10cm を超える変動のほ
とんどが電離層の影響（伝播性電離層擾乱：TID）と考えられるので、電離層の影響が大き
いと考えられる干渉画像を除いてスタッキングした。
６）データ解析の高度化：データ同化手法による摩擦パラメータの推定
地震発生シミュレーションでは、動的ないしは準静的な運動方程式と摩擦構成則とをカップルして数値的に解き、断層面上の応力やすべり速度の時空間発展を求めようとする。
その際に、これらの物理量の初期値や断層面の摩擦特性を表す摩擦パラメータをあらかじめ与える必要がある。しかし、これらを客観的に知る事は困難であり、通常は地震の起こり方に合うように試行錯誤的に値を変えながら最適な値の組を見いだしている。いわば、初期値や摩擦パラメータの最適値をグリッドサーチで求めているようなものである。本研
究では、観測データにあうようにこれらの値を客観的に求める手法を開発した。
用いた手法はアジョイント法である。アジョイント法は、観測データとシミュレーショ
ンから計算される観測量の残差二乗和（評価関数）を最小にする摩擦パラメータと初期値を効率的に求める手法である。以下にアジョイント法の概要及び地震発生シミュレーショ
ンの支配方程式とアジョイント方程式を述べる。
・アジョイント法の概要
アジョイント方程式を用いた評価関数に対する勾配の計算方法に関してその導出過程
249を示す．まず数値モデルを

X ( n )  M ( n 1) ( X ( n 1) )と表す。ここで X

(n)

(17)

は時間ステップ n におけるシミュレーション変数ベクトル（速度・状(

態変数・応力など）、 M n-1) は時間ステップ n-1 から n へのシミュレーション変数の時間発展を計算するモデル演算子である。また微小変位ベクトル δ X (n) を用いて、以下のように

M (n-1) の接線形演算子 M (n-1) を定義する。

M ( n ) (X ( n )  X ( n ) )  M ( n ) (X ( n ) )  M ( n )X ( n )  O(| X ( n ) | ) (18)2

ここで接線形演算子 M (n) はシミュレーション変数ベクトル X (n) に対する M ( n) のヤコビ行列である。モデル演算子 M ( n) が非線形の場合、接線形演算子 M (n) は各時間ステップで異なる。
いま n=0～N における観測データ d (n) を考え、モデル計算結果と観測データの差を定量的に表す指標として評価関数 J を定義する。

J (X ( 0) ) 

1 (0)( X  X b( 0 ) )T B 1 ( X ( 0 )  X b( 0 ) )2

1 N  ( H ( n ) ( X ( n ) )  d ( n ) )T (R ( n ) ) 1 ( H ( n ) ( X ( n ) )  d ( n ) )
2 n1

(19)

この評価関数は数値モデルにおけるシミュレーション変数ベクトルの初期値 X (0) の関数となるため、評価関数の値を最小にする初期値を求める最適化問題を解くことになる。ここで X b (0) は時間ステップ 0 でのシミュレーション変数ベクトル X (0) に関する背景値（先験的情報）、B, R (n) はそれぞれ背景値・時間ステップ n の観測値に対する誤差共分散行列、H (n)は時間ステップ n における観測演算子である。評価関数の最小値を求める際、数値モデル(17)を拘束条件としてラグランジュの未定乗数法を用いると、評価関数の X (0) に関する勾配を計算する際に用いるアジョイント方程式系が、次のように導かれる．まず未定乗数
λ (n) を用いてラグランジュ関数 L を定義する。
N

L  J ( X ( 0 ) , X (1) ・・,
X ( N ) )    λ ( n ) , M ( n 1) ( X ( n 1) )  X ( n )  (20)n 1＜・，・＞は内積を表す。以下 J を X (0) , X (1) ,・・X (N) の関数として見るときは Ｊ と表記する。J と L のそれぞれの独立変数に対する変分を考える。

J 

J
, X ( 0 ) 
(0)
X

L 

L
L
L
, X ( 0)   , X ( n )    ( n ) , λ ( n ) 
(0)
(n)
X
X
λ

(21)
(22)

ただし、n=1, ・・・, N である．内積を自然内積（＜x, y＞=x T y、ただし x, y はベクトル）として定義し、＜λ (n) , M (n-1) δX (n-1) ＞≒＜M (n-1)* λ (n) , δX (n-1) ＞及び λ (N+1) =0 としてδJ=δL を用いると、フォワード計算の方程式(17)の他に，λ (n) を使ったアジョイント
方程式系(23)～(25)が導かれる。

λ ( N 1)  0

(23)

250

λ ( n )  M ( n )* λ ( n 1) J
X ( n )(n=0, 1,・・・, N)J M ( 0 )* λ (1)   X ( 0 ) J
(0)
X

(24)

(25)

ここで、M (n)* は接線形演算子 M (n) のアジョイント（随伴）演算子であり、この場合は M (n)の随伴行列（転置・複素共役をとった行列）である。これらの方程式は、時間ステップ N+1に λ (N+1) の値を 0 として、データのミスフィット（式(19)の右辺第二項）の情報を追加しつつ、未来から過去に向かってアジョイント演算子を作用させて伝播させていく。未定乗
数 λ (n) はアジョイント方程式において、誤差情報を伝播させる変数であるという意味でアジョイント変数とも呼ばれる。系を時間逆方向に解いていき、最終的に式(25)が評価関数の初期値に対する勾配を与える。
このようにして得られた勾配から降下法を用いて新たな初期値 X 0 を求める．評価関数が収束するまでこの作業を繰り返すことで最適値が得られる。ここまで初期値についてのみ
議論してきたが、パラメータ C の最適値も初期値と同様の手順で推定することができる。
・地震発生シミュレーションの支配方程式とアジョイント方程式
地震発生シミュレーションでは、プレート境界でのすべり速度や応力の時間発展の計算には、速度状態依存摩擦構成則(Dieterich, 1979)（式(26)）、状態の時間発展方程式としてのスローネス則（式(27)）及び弾性体の準静的運動方程式（式(28)）を数値的に解いていく。

 Vi 
 V0ii   bi i ln ,
 V0i  Li 

i i  0i i  ai i ln 

i

(26)

di
V
 1 i i ,
dt
Li

(27)

d i
G dVi
  kij (Vpl  V j ) 
,
dt
2c dt
j

(28)

ただし、μ i ， V i , θ i は、それぞれセル i での摩擦係数、すべり速度及び状態変数、V pl は
プレート速度、G は剛性率、c はＳ波速度である。この支配方程式系に対するアジョイント
方程式を示す。
アジョイント演算子 M (n)* は式(26)～(28)の時間発展演算を表す接線形演算子 M (n) の転置行列として定義される。以下では初期値及びパラメータ a-b , L を推定する場合を考え（ただし a は一定値に固定する）、ここでは簡単のため１セルの場合のアジョイント演算子を示
すことにする。シミュレーション変数ベクトルX  nV ,  (n)

摩擦パラメータベクトル
251

(n )

T

C    a  b   , L, a 

Tに対し、タイムステップ n（時刻 t）と n+1(時刻 t+dt)の間に以下の関係が成り立つ。
(n) X (n+1) (n)  X

M 

 C 
 C 

(29)

ここで接線形演算子 M (n) は５×５の行列である。パラメータは時間変化しないものとした。
従ってアジョイント演算子 M (n)* の要素は式(23)～(25)を用いると




a
 (n)
q (n) a
1


 t




t
1
t
r
2
2

 p (n)(n) (n)
(n)
(n) 
L

p
V
p
V




b
V (n)



t
t
1
2

(n)
(n)
L
p 


M(n)*  
s (n)
t
0

p (n) (n) bV (n)V (n) (n) (n) 2 t
t

L2
p L


V (n) b  p (n)s (n) 
1  1  (n)
(n)



0
q
kV
 t


2 
(n) 
L 
 (n)  p (n) V 










 






0



0



0


0



1



0 0

0 0
1 0
0 1
0 0

(30)
と書ける。ただし,p(n)  σa/V (n)  G/2c , q (n)  kVpl  σb/θ (n) , r  σb/L  k , s (n)  1  V (n)θ (n) /Lである。なお、複数セルの場合でも１セルの場合と同様に、接線形演算子 M (n) を計算し、その転置行列を計算することでアジョイント演算子 M (n)* が得られる。
本研究では降下法として最急降下法を用いた。最急降下法は評価関数 J を用いて

(0)
X (0)
new  X old   X

J
X (0) X( 0 )  X(0)old

(31)

J
C C Cold(32)

Cnew  C old   Cと表せる。ここで，α X とα C は変数の分散のスケールにある定数をかけた正の定数であり，本研究では以下のように値を決めた。

252 A B   2.5

 A   20

 L   20

J,
 ( A  B) iter 1

(33)

J
,
A iter 1

(34)

J
,
L iter 1(35)

この２つの式(31)、(32)を用いて、現計算で用いた初期値・パラメータ（X (0) old , C old ）から(X (0) new , C new )に修正する。この操作を繰り返し行い、X (0) old , C old に対する評価関数 J oldと X (0) new , C new に対する評価関数 J new が

J old  J new 0.001
J new
を満たすか 30 回イタレーションを繰り返した時の推定値を最適値とした。
７））地震サイクルシミュレーションの省メモリ化・高速化
プレート境界を N 個のセルに分割すると、式(28)の右辺第１項のすべり応答関数行列とすべり遅れベクトルの積に要するメモリ量及び計算量は O(N 2 ) となり、セル数が多くなるとメモリ及び計算量が膨大になる。そこで大規模マルチスケールシミュレーションを実現
するには省メモリ化・高速化が必須である。
これまで地震発生サイクルシミュレーションでは、問題の空間対称性を利用した FFT を用いての高速化が試みられている。しかしながら、東北地方や南海トラフのような沈み込
み帯では、深さ方向にもトラフ軸方向にも対称性を考えられないので、その適用には限界がある。また、我々は、高速多重極法（Fast Multipole Method: FMM）の適用も検討してきた。FMM は、ラプラス場・ヘルムホルツ場などにおける N 体間減衰的相互作用の高速数
値計算アルゴリズムである。ラプラス場の場合で O(N) ，ヘルムホルツ場の場合で O(N log N )の計算時間と使用メモリで計算を実行できるとされている。しかしながら、沈み込み帯のシミュレーションには、地表を含む半無限弾性体での計算が必須である。ところが、現在までその多重極展開に適した形で得られていない。そのため、近似する必要があるが、特に傾斜断層上での縦ずれ断層運動において高速多重極法適用の困難である。このため、Hierarchical-Matrices (H-matrices 階層型行列）法を用いた準動的地震発生サイクルシ
ミュレーションの省メモリ化・高速化に取り組んできた。
階層型行列（H-matrices）とは、密行列を階層的な行列に分解し、各小行列を低ランク行列で近似したもので、密行列を有効に圧縮した元の行列に比べて疎な近似行列表現である（Börm et al., 2006）。この構造に基づき、行列ベクトル積などの行列演算を小さなメ
モリ量で高速に行うことができる。なお、階層型行列作成及び演算に必要なライブラリー（ HLib ） は 、 マ ッ ク ス プ ラ ン ク 研 究 所 か ら 公 開 さ れ て い る253（ http://www.hlib.org/hlib.html ）。 地 震 サ イ ク ル シ ミ ュ レ ー シ ョ ン コ ー ド RSGDX(Hori,2006)は、N x N すべり応答関数行列の計算を行う部分とこの行列を入力して各セルにおけるすべり発展を計算する部分に分かれている。まず、HLib を用いて、すべり応答関数行列を H-matrices 表現により圧縮して出力するように改良し、メモリ量で O(N)の省メ
モリ化、演算量で O(NlogN)の高速化を果たした（Ohtani et al., 2011）。
８）内陸地震を含む南海トラフ巨大地震サイクルセルモデルの構築
一般に、地震発生サイクルのモデル化は、断層上のすべりによる周囲の応力変化を得る「すべり応答関数」と断層面上の応力・強度とすべりの関係式である｢摩擦構成則｣を組み合わせ、プレート境界面や内陸活断層の形状とプレート間相対運動を境界条件とする境界値問題を解くことに帰着できる。フィリピン海プレートの沈み込み形状から西南日本のすべり応答関数を構築し、過去の地震履歴から西南日本の内陸活断層上のクーロン破壊関数（ΔCFF：＝剪断応力－摩擦係数μ×法線応力, 本研究ではμ＝0.3、法線応力は圧縮を正とする）の時間変化を計算する。これまでに、Pollitz & Sacks (1997), Hyodo & Hirahara(2004))などが、ΔCFF を用いて、南海トラフ巨大地震の発生と地震間の固着による西南日
本の内陸活断層での地震発生への影響を評価してきた。本研究では、巨大地震の発生と固着に加え、新潟・神戸構造帯における東西圧縮、内陸地震の発生を考慮してΔCFF の時間変化を網羅的に計算する。粘弾性応答の計算には、弾性・粘弾性水平成層モデルを仮定し、Fukahata & Matsu’ura (2006) の数値コードを用いる。フィリピン海プレートの境界面形
状は Hashimoto et al. (2004) のモデルを利用する。過去の南海トラフ巨大地震・内陸地
震発生パターンについては歴史記録に基づき、すべり分布については地震調査研究推進本部 (2001)) を用いる。大地震発生時のすべりの分布は Shimazaki & Nakata (1980)の滑り予測モデル・時間予測モデル双方で計算を行う。内陸活断層の分布やメカニズムは地震調査研究推進本部 (2005)を用いる。
粘弾性媒質中での地震発生サイクルシミュレーションでは、すべり応答関数とすべり欠損（速度）のコンボリューションにより応力（変化）計算を行うが、これにはすべり欠損（速度）履歴を必要とし、大変な計算量になる。まず、非弾性媒質中での時間領域差分法
による波動場計算で用いられている、レオロジーモデルに基づくメモリ変数を用いる方法（例えば、Emmerich and Korn,1987; Moczo and Kristek,2005）を検討した。その方法ではメモリ変数は１階の微分方程式に従う。次に、粘弾性媒質中での応力計算を漸化型で行う手法も提案されている（例えば、Taylor et al.,1970）。本研究では、以下のように両者を併せた漸化型メモリ変数法による応力計算の開発を行なった。
プレート境界を N 個のセルに分割すると、セル i での応力τは、以下となる。
N

t

j 1

0

 i (t )    Kij (t  t ')(v j (t ')  v plj )dt '(36)

ここで、 K ij 、v j , v plj はすべり応答関数、セル j でのすべり速度、プレート速度である。
メモリ変数を用いる方法では、すべり応答関数をm k t Kij (t )   M Uij   M ij  aijk (1  e ij )  H (t ),
k 1



m

a  1
k

254

k
ij

(37)

 M ij  Kij (0)  Kij ()MUij  Kij (0),(38)

の形の m 個の緩和関数からなる一般化マクスウェル物質で近似する。ここで以下のレオロ
ジーモデルに依存しないメモリ変数を導入する（Moczo and Kristek,2005）と、t ijk (t )  ijk  (u j (t ')  v plj t ')e ijk ( t t ')

0

dt '

d  ijk (t ) / dt   ijk ijk (t )  ijk (u j (t )  v plj t )(39)

ijk  aijk ijk ( M ij / M Uij )となり、応力はコンボリューションを含まない形で、
N





m



j 1





k 1



 i (t )    M Uij  u j (t )  v plj t    ijk (t )  (40)と書ける。式(39)から、時間ステップ t n-1 から t n (Δt n =t n -t n-1 )へと時間を進める漸化式
 ijk (tn )  ee

 ijk tn

 ijk tntn

 ijk (tn 1 )  ijk  (u j (t ')  v plj t )etn 1 ijk ( tn t ')

dt '

(41)

 t
 (tn 1 )   tn / 2  u j (tn )  v plj tn  (u j (tn 1 )  v plj tn 1 )e ij n 


k
ij

k

k
ij

が得られる。ここで、右辺第２項の積分には台形公式を用いている。
(c) 業務の成果
１）熱構造モデル
まず、２次元モデルにおいて、四国中部、四国東部、紀伊半島を通る３つの測線（図23）において、地形の浸食による温度変化、及びプレート境界面での摩擦熱を考慮した沈み込みモデルで温度分布の数値シミュレーションを行った。プレート境界面での摩擦熱は、間隙水圧比に依存するが、西南日本におけるプレート境界面での間隙水圧比の値はよくわかっていない。そこで、間隙水圧比をフリーパラメータとして扱い、各測線においてもっとも地殻熱流量の観測値を説明できる浸食及び摩擦熱の効果を考慮した数値シミュレーショ
ンを行い、観測値と計算値の残差の２乗和の平方根をとり、最小値を示したモデルの結果
をここでは示す。この沈み込みモデルから得られた地殻熱流量の計算値と観測値の比較を行った。その結果、間隙水圧比が0.95の場合、もっとも観測値との整合性がよい結果が得られた。
四国中部を通る測線A-A’での鉛直断面内の温度分布と、地殻熱流量の計算結果及び観測値を図24に示す。地殻熱流量の観測値は、トラフ軸付近で約110mW/m 2 の値を示し、陸域に向かうにつれて約50 mW/m 2 まで減少した。そこからマントルウェッジ直上付近までの間に約90 mW/m 2 まで上昇し、水平距離350kmで50 mW/m 2 となるまで陸域に向かい緩やかに減少している。トラフ軸付近での地殻熱流量はモデルの右側の境界条件で与えている温度分布すなわちフィリピン海プレートの年齢に対応した温度分布によって決まるため、沈み込みのみの場合のモデルと地殻熱流量の値に違いはなく、約100mW/m 2 の値を示した。そこからマントルウェッジの先端部の直上までの間に、約60mW/m 2 まで減少した。沈み込みのみの場合に比べ、約20 mW/m 2 ほど値が上昇しており、ピンク色の線で表されている観測値の最適曲
線と調和的な結果が得られた。プレート境界面での温度分布(図24(a))からも見て取れるよ255うに、等温線が沈み込みのみのモデルの場合に比べプレート境界面に沿ってトラフ軸側へと伸びており、摩擦熱を導入したことによりプレート境界面での温度上昇が起こっている。
また、マントルウェッジ直上では約80 mW/m 2 まで地殻熱流量の値が上昇し、観測値と調和的である。これは、浸食による温度変化の効果が影響しているものと考えられる。四国山
地では浸食速度が速く、地表面付近の温度分布も浸食速度に対応して勾配が大きくなっていることがわかる。そこから、緩やかに計算値は60 mW/m 2 まで減少し、水平距離350km付近
で80 mW/m2のピークを示した。
四国東部を通る測線B-B’の場合(図25(a),(b))、地殻熱流量の観測値はトラフ軸付近で約120mW/m 2 から約50 mW/m 2 まで陸域に向かうにつれて減少したのち、100 mW/m 2 まで緩やかに上昇している。トラフ軸付近では計算値は80 mW/m 2 の値を示し、そこから陸域に向かうにつれて60 mW/m 2 まで減少した後、緩やかに80 mW/m 2 まで上昇した。トラフ軸からマント
ルウェッジ直上までの間に対応するプレート境界面直上の地殻熱流量は、四国中部の場合と同様にプレート境界面での温度が摩擦熱の効果を反映しているため、沈み込みの場合の同じ領域と比べ約20 mW/m 2 上昇している。さらに陸域に向かうにつれて、観測値も60 mW/m 2まで減少しているのに対し、計算値は約70 mW/m 2 まで減少し、地殻熱流量の空間変化の傾向は調和的である。
紀伊半島を通る測線C-C’の場合(図26(a),(b))、トラフ軸付近での地殻熱流量の観測値は約80mW/m 2 となり、約50 mW/m 2 まで緩やかに減少している。計算値も約80 mW/m 2 となり、そこから約50 mW/m 2 まで緩やかに減少し、四国東部及び中部の場合と同様、トラフ軸付近
から陸域に向かう地殻熱流量の緩やかな減少がみられ、観測値と調和的である。観測値は120 mW/m 2 まで上昇するのに対して、計算値はそこから陸域に向かうにつれて約80 mW/m 2 まで上昇し、観測値と計算値ではピークの値が異なっている。しかし、そこから陸域にかけての地殻熱流量の観測値は60 mW/m 2 、計算値は50 mW/m 2 まで減少した後、水平方向400kmのあたりまでにそれぞれ約90 mW/m 2 、80 mW/m 2 まで上昇を続けるという結果になった。
以上のように各測線ともに、マントルウェッジよりトラフ側ではプレート境界面での摩擦熱、それより陸側では地形の侵食や堆積による効果を導入することで、プレートの沈み込みのみのモデルでは再現できなかった地殻熱流量の観測値の空間変化に近い結果を得る
ことができた。

図 23

四国中部（AA‘）、四国東部（BB’）、紀伊半島（CC‘）を通る３
つの測線 の位置図カラーは第四記における隆起速度速度（mm/年）
を表す。

256

図 24

四国中部を通る測線

A-A’ に お け る 地 形 の 浸 食 の効果及びプレート境界面での摩擦熱を考慮したモデルの数
値シミュレーションによる(a)温度分布と震源分布。(b)
表面の地殻熱流量の計算結果。
黒線は温度分布から計算した
表面の地殻熱流量、ピンク色の線は ABIC 最小によって求めた観測値に対する最適曲線
を表す。

図 25

四国東部を通る測線 B-B’における地形の浸食の効果及びプレート境界面での摩擦熱を考慮したモデルの数値シミュ
レ ー シ ョ ン に よ る (a)温 度 分 布 と 震 源
分布。(b)表面の地殻熱流量の計算結果。
黒線は温度分布から計算した表面の地
殻 熱 流 量 、 ピ ン ク 色 の 線 は ABIC
最小によって求めた観測値に対する最適曲線を表す。

257

図 26

紀伊半島を通る測線

C-C’ に お け る 地 形 の 浸 食 の 効
果及びプレート境界面での摩擦熱を考慮したモデルの数値シミ
ュ レ ー シ ョ ン に よ る (a)温 度 分
布と震源分布。(b)表面の地殻熱流量の計算結果。黒線は温度分布から計算した表面の地殻熱流量、ピンク色の線は ABIC 最小に
よって求めた観測値の分布に対する最適曲線を表す。

以下、３次元モデルの結果について述べる。図 27 に５つのスラブ形状に対して計算した深さ 53ｋｍでの温度場と流れの速度ベクトルの図を示す。特に、円柱、反円柱のプレー
ト上面形状モデルの場合、温度場に顕著な非対称性が現れ、プレート内部の低温部がスラブの下傾斜のところに現れていることが見て取れる(図 27（c）、(e))。

258

図 27

10Myr における深さ 53 ㎞で得られた温度場（カラー）と流れの速度ベクトル（矢印）。

左側と右側の白い点線はそれぞれ沈み込んだ海洋プレートの上面と下面。右端が海溝軸で、海洋プレートは左方向から反時計回りに 30°の方向へ斜め沈み込みを起こしている。（a）
平面スラブ。（b）円錐状スラブ。（c）円柱状スラブ。（d）反円錐状スラブ。（e）反円柱状
スラブ。

259

図 28

10Myr におけるｘ＝301 ㎞で得られた温度場（カラー）と流れの速度ベクトル（矢印）。上側と下側の白い点線はそれぞれ沈み込んだ海洋プレートの上面と下面。海洋プレー
トは紙面の手前から奥の左前方へ斜め沈み込みを起こしている。（a）平面スラブ。（b）円錐状スラブ。（c）円柱状スラブ。（d）反円錐状スラブ。（e）反円柱状スラブ。
図 28 に５つのスラブ形状に対して計算した x=301ｋｍでの温度場と流れ場の図を示す。
特に、円柱のプレート上面形状モデルの場合、温度場に顕著な非対称性が現れ、プレート内部の低温部がスラブの下傾斜のところに現れている（図 28(c)）。
図 29 に５つのスラブ形状に対して計算したプレート上面での温度場を示す。図 28 と同様、特に、円柱、反円柱のプレート上面形状モデルで、温度場に顕著な非対称性が現れ、プレート上面の低温部がスラブの下傾斜のところに現れていることがわかる(図 28（c）、(e))。
このようなモデル計算の結果を踏まえて、西南日本でフィリピン海プレートの沈み込みに伴う温度分布の予備的な計算を行った。図 30 に Nakajima and Hasegawa (2007)、Hirose
et al.(2008)、 仲西他(2012)、Zhao et al. (2012) のデータから得られたフィリピン海
プレート上面の形状を示す。このようなプレート形状に基づいて計算されたスラブの沈み込みに伴う温度分布と流れの速度ベクトルの計算例を図 31 に示す。図 31(a)では前述したスラブの下傾斜の部分で低温が見られるが、トラフ軸を含む鉛直断面内での温度境界条件
として水平成層構造を仮定しており、それによっては結果が大きく変化する可能性もある。

260

図 29

10Myr における海洋

プレート上面での温度分布。
下端が海溝軸で、海洋プレートは上方向から反時計回りに 30°の方向へ斜め沈
み込みを起こしている。
（ a）
平面スラブ。（b）円錐状ス
ラブ。（c）円柱状スラブ。
（d）反円錐状スラブ。（e）
反円柱状スラブ。

図 30

Nakajima and Hasegawa (2007)、

Hirose et al.(2008)、 仲西他(2012)、 Zhao
et al. (2012) のデータから得られたフィリ
ピン海プレート上面の形状。右上端が南海ト
ラフで、カラーはフィリピン海プレート上面の深さを表す。

261

(a)

(b)

（c）

（d）

図 31

西南日本

におけるフィリピン海プレートの沈み込みに伴う温度場（カラー）と流れの速度ベクトル（矢印）の計算例。
(a) 瀬戸内海を東西に横切る断面。

(b)南部を東西に横切る断面。(c) 四国東部を南北に横切る断面。(d) 大阪湾を南北に横切る断面。
２）動的破壊への不均質弾性媒質の影響評価
実問題への適用として以下の２つを挙げる。
2－1）2011 年東北地方太平洋沖地震の動的破壊シミュレーション
東北地震太平洋沖地震では、短周期の強震動を生成した領域が宮城県沖に２つ存在する
ことが知られている（Asano and Iwata, 2012）。この２領域の破壊は、隣接した位置にあるにも関わらず 50 秒程度の時間差をおいて発生していることから、破壊開始点から単純に同心円状に広がるような動的破壊プロセスで理解することは難しい。ここでは開発した境界領域法（BDM）を利用して東北地方太平洋沖地震の動的破壊シミュレーションを実施し、このような時間差をおいた破壊プロセスが力学的に許容できるのかについて検討した。
東北地震太平洋沖地震において短周期の強震動を生成した２つの領域に着目する。この２つの領域は、破壊開始点（震源）を通る断層傾斜方向に沿った断面上に位置しているた
262

め、この断面における２次元問題として取り扱うことにした。図 32 は対象とする A-A’断面の位置と，Yoshida et al. (2011)によるインバージョン解（滑り分布）を重ねて描いたものである。なお、図中に示した MYG009，MYG011 は防災科学技術研究所強震観測網（K-NET）に属する強震観測点で、断面上にほぼ位置していることから以降の議論で参照する観測点である。また，構造の不均質性を考慮するため、図 33 に示すようなトモグラフィモデル（Yamamoto et al. , 2011）を採用している。なお，点線で示しているプレート境界面深さ（Ito et al. ,2005; Miura et al. ,2005）を近似して、実線で示すような幅 180km の平面断層モデルを仮定してシミュレーションを実施した。

図 32

動的破壊シミュレーションの対象とする断面（A-A’）の位置と、Yoshida et al. (2011)によるインバージョン解図 33

A-A’断面上の P 波速度，S 波速度モデル（Yamamoto et al. ,2011）．実線はシミュ
レーションで採用する平面断層モデル，点線はプレート境界モデルを表す．

動的破壊シミュレーション手法は多種多様であるが、構造の不均質性を考慮でき、かつ断層面の動的な応力状態を精度よく評価できる手法として境界領域法（BDM）を採用する。
しかし、BDM は断層が媒質境界を跨ぐ場合や断層の接する媒質が均質でない場合に、解の精度が保証されない。そこで、断層の接する媒質の物理パラメータの変化が緩やかであり、
263

かつ破壊プロセスとして興味のある領域ではほぼ均質であると見なせると仮定して、厳密には解の精度は保証されないものの BDM を適用してシミュレーションを試みる。ここでは、BDM と同じ仮定でないことを明示するため、手法を pseudo-BDM（pBDM）と称することにする。２つの領域型解析手法と１つの境界型解析手法を用いる点は BDM と同じである。解析
対象となる速度モデルを取り込んだ領域型解析手法（target model）と、断層面上の速度値 を 断 層 法 線 方 向 に 延 長 し た よ う な モ デ ル を 取 り 込 ん だ 領 域 型 解 析 手 法 （ weakheterogeneity model）とを用意し、この両者で計算される応力値の差分を自由表面や不均質性による寄与とみなす、これと境界型解析手法で計算された応力値とを重ねることで、各時刻の応力値を評価する手法である。ここでは、境界型解析手法に境界積分方程式法（BIEM），領域型解析手法に差分法（FDM）を採用した。
pBDM を用いて動的破壊シミュレーションを実施した。図 34 に断層面上に設定した動的パラメータの分布、図 35 にシミュレーション結果として、断面における速度値と断層面上の滑り、滑り速度のスナップショットを示す。設定した動的パラメータは可能な限り複雑にならないように配慮しながら、観測波形にみられる２つの波群の特徴等と矛盾しないよ
うなモデルを試行錯誤により設定している。なお、図中に示す断層傾斜方向の軸は、破壊開始点を原点としている。正の応力降下量は-60～-40km、-35～-20km と破壊開始点付近に与えており、前者２つが２つの強震動生成領域に対応する。
図 35 に示すように，破壊開始点付近で破壊が生じた後に、深部の領域で第１の破壊が発生する。このとき、破壊開始点と第１の破壊域との間でまだ破壊が生じないように設定している。第１の破壊で生成された地震動は陸域方向だけでなく海域方向にも放射されるが、断層に沿っておおむね伝播する成分（直達成分）と地表付近に伝播して反射するような成分（散乱成分）とが複合的に作用して断層面上の応力状態を変化させる。破壊開始後
約 40 秒で、第１の破壊域で生成された地震波の散乱成分が破壊開始点付近に再び到達し、この領域で stick-slip 状の滑りを励起する。この滑りによって徐々に応力集中が深部に及び、約 55 秒後に第２の破壊が生じる。この場合、第１と第２の破壊の時間差はおよそ 40秒となる。第２の破壊で生じた地震波は陸域方向へ伝播し、第２の波群として観測点で記
録される。

図 34

設定した初期応力比、最大静止摩擦係数、動摩擦係数、滑り弱化距離の分布

264

図 35

シミュレーションによる断面の速度分布と、断層上の滑り、滑り速度分布のスナップショット
図 36 は、図 32 示した観測点 MYG009，MYG011 の観測記録とシミュレーション波形との比 較 を 示 し て い る 。 図 で は A-A’ 断 面 の 測 線 方 位 に 相 当 す る N103 ° E 成 分 で 、 か つ
0.05-1.35Hz のバンドパスフィルタを施した速度波形を示している。なお、実地震動とシ
ミュレーションでは仮定する地震波動場が３次元と２次元とで異なるため、波形にみられる走時と周波数特性とに着目して比較する。観測波形に認められる２つの波群がシミュレ
ーション波形でも概ね同じ時間間隔を空けて観察される。また、第２波群では低周波数のフェーズが到達してから高周波数のパルス状の波が観測されているが、シミュレーション
でもこのような傾向が特に MYG011 観測点で認められる。

図 36

MYG011 と MYG009 における観測速度波形とシミュレーション速度波形の比較（断面に平行な成分として N103°E 成分を示す）

2－2）分岐断層の動的破壊シナリオで発生する津波の特徴
2011年 東 北 地 方 太 平 洋 沖 地 震 で は プ レ ー ト 境 界 の 大 す べ り に よ っ て 大 規 模 な 津 波 が 発
生し、東北地方から関東地方にかけての太平洋沿岸に多大な津波災害を生じた（例えば，265東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ，2012）。南海トラフにおいて発生が危惧される東海・東南海・南海地震においても、その規模は言及できないものの津波の発生が指摘されており（南海トラフの巨大地震モデル検討会、2012）。具体的な対策が各地で進められている状況である。東北地方太平洋沖地震における主な大すべりは、GPSによる地殻変動データによる解析（Miyazaki et al., 2011）、地震動の長周期成分による解析（Suzuki et al.,2011）、遠地地震記録による解析（Koper et al., 2011）等の共通した特徴として、震源より浅いプレート境界浅部に認められる。また、海溝軸付近で陸側のプレートが約50m水平に移動していること（Fujiwara et al., 2011）、海溝軸付近ですべりに起因すると思われる
構造変化が認められること（Kodaira et al., 2012）から、プレート境界に沿って破壊が海溝軸に達したことが示唆されている。
一方，南海トラフの熊野灘外縁部で観察されるように、付加帯内部に海底に達する分岐
断層が存在する場合がある（Park et al., 2002, Moore et al., 2007）。分岐断層の破壊
による津波について詳細に調べられたことは少ないが、津波防災を考える上では、分岐断層が破壊した場合についての議論も進められるべきであろう。しかし、従来のプレート境界で設定するすべりに対して、分岐断層で設定するすべりがどの程度であるべきか、についての知見は得られておらず、分岐断層が破壊するシナリオをどのように考慮すべきかについての概念も整理されていないのが現状である。
そこで、プレート境界で発生した破壊が浅部に向かって伝播する場合に、プレート境界に破壊が伝播する場合と分岐断層に伝播する場合とで、どのように違うのか力学的に考察した。また、発生した地殻変動に基づいて津波を励起させ、双方の津波の特徴について整理した。なお、本研究はプレート境界が破壊する場合と分岐断層が破壊する場合との相対的な違いに主眼を置いているため、そのすべり量の大きさや津波高さの絶対値については議論しない。なお、本研究は面内の波動場、変形のみを考慮した２次元問題を対象とする。
これは面外方向に無限に同じ場が続くとした３次元問題と等価であり、断層長さの大きな海溝型の巨大地震を想定した場合に比較的近い近似であると考えている。
数値解析に用いる地殻構造モデル、プレート境界モデル、分岐断層モデルを図37に示す。
概ね、南海トラフの熊野灘外縁部に認められている地殻構造、プレート境界、分岐断層に準拠して設定しており、プレート境界と分岐断層が接する分岐点は深さ10kmとしている。
分岐点以深のプレート境界は傾斜角10度の直線断層、分岐点以浅のプレート境界と分岐断
層は曲線断層で表現している。プレート境界の傾斜角は概ね10度より低角で平均傾斜角は６°、分岐断層は浅くなるにつれて傾斜角が高角となり、平均傾斜角は14°としている．
海洋性プレート、及び陸側プレートのS波速度、P波速度は大都市大震災軽減化特別プロジ
ェクトで採用された値を利用する。なお、図中の赤色で示した領域は、周囲の領域と比較
してS波速度、P波速度の遅い付加体をモデル化したものである。
数値解析手法は有限要素法を用いる。破壊面に２倍の節点自由度を与えるDouble Node法（Oglesby et al., 2000）を用いて、すべりに相当する食い違い変位を表現する。要素は４節点のアイソパラメトリック要素とし、プレート境界、構造境界に沿うような非構造
格子状の要素レイアウトをGmshにより生成した（Geuzaine and Remacle, 2009）。なお、断層面上の要素幅は400m、境界面の交叉する点では200m幅となるように設定している。解析266

領域は、水平方向に海溝軸から沖側に50km、陸側に175kmの225km、鉛直方向に40kmとする。

図37 断層破壊シミュレーションに用いる地殻構造モデル，
プレート境界モデル（黒線），及び分岐断層モデル（青線）．
断層破壊シミュレーションでは、応力状態と断層面の摩擦特性とを設定する必要がある。
応力状態は、地殻内の最大主応力方向が空間的に均一であると仮定し、その方向をパラメータとして複数のケースで数値解析を行う。ただし、本研究の目的は浅部の破壊様式の違いを調べることであるため、分岐点より深い部分で発生する初期の破壊そのものが最大主応力方向に依存して変化すると、破壊様式の違いが分岐点以深の影響なのか、分岐点以浅の破壊する面の違いによる影響なのか分離することが難しい。そこで、分岐点以深の断層面に働く応力は最大主応力方向に依らず一定とする。これは、１つ１つのケースが、それぞれ独立したシナリオに対応することを意味しており、例えば同じ発生確率であるとして統一的に取り扱うことができないことを意味している。
分岐点以深の初期応力状態は既往の研究（Wada and Goto, 2012）と同様に一定値であると仮定し、一様に法線応力120MPa、せん断応力57MPaと設定する。分岐点以深のプレート境界面の傾斜角δと、水平面と最大主応力方向とのなす角φとを用いて、分岐点以深の最大主応力 1 ，最小主応力  2 は以下のように定まる。
1   n   s / tan(   ),

 2   n   s / tan(   )(42)

ここに、  n ，  s はそれぞれ法線応力、せん断応力を表し、圧縮側を正としている。分岐点
以浅の主応力は、海水圧を加味するため海面からの深さに比例すると仮定し、分岐点で分岐点以深の主応力値と一致させる。すなわち、
1 (z) z
1 (z  10),10

 2 (z) z 2 (z  10)
10

(43)

とする。ここに z は海面からの深さ(km)である。従って、分岐点以浅の断層面に働く初期の
法線応力、せん断応力は、主応力値、断層面の傾斜角、及び最大主応力方向によって次のように与えられる。
 n   2  (1   2 )sin 2 (   ),s 

1   22

sin 2(   )(44)

断層面の摩擦特性は、地震時のような高速すべりに対して適用可能とされているすべり弱化型の摩擦則のうち、実例も多く、少ないパラメータ数で表現できるIdaのモデル（Ida,
1972）を採用する。
267

設 定 す る 摩 擦 パ ラ メ ー タ の 深 さ 分 布 を 図 37に 示 す 。 最 大 静 止 摩 擦 係 数 は 分 岐 点 以 深 を
0.6、分岐点以浅を0.5とする。震源に相当する破壊核形成領域を深さ15kmの位置を中心として６kmの幅で設け、破壊核形成領域の動摩擦係数を0.4、破壊核形成領域から分岐点にかけての動摩擦係数を0.45と設定し、破壊核形成領域より深い領域の動摩擦係数は初期応力比と等しくする。なお、破壊核形成領域では断層の破壊を自発的に発生させるため、初期応力比を最大静止摩擦力より高い0.65に設定している。また、D C は破壊核形成領域から分岐点にかけて0.4m、破壊核形成領域より深い領域では1.6mとしている。
分岐点以浅は、海底深さ z s から分岐点にかけての領域を深さで上半分と下半分に区分し、下半分での動摩擦係数を0.45から初期応力比まで線形に、上半分では初期応力比から最大静止摩擦力まで線形に変化させる。これは、地表に近い断層面周辺の媒質の特性が、拘束圧に依存して徐々にひずみ軟化を示さない状態になることをモデル化している。また、D C
は上半分は1.6m、下半分は0.4mと1.6mとを線形で補間する。
なお、分岐点以浅では最大静止摩擦係数と初期応力比を独立に設定しているために、断層面角度、主応力方向の条件によっては初期応力比が最大静止摩擦係数を上回ることがある。このとき、破壊がその領域から発生してしまうため、ここでは望ましくない。そこで、事前に地震や非地震性すべりなどによって応力が解放されていると仮定して、分岐点以浅での初期応力比の最大値を0.495に制限している。
以上のパラメータはプレート境界、及び分岐断層のそれぞれが破壊する場合に、安定して海底面まで破壊が伝播するように、また可能な限り単純な分布で実現できるように設定したものである。実際のパラメータ分布はより複雑で不均質であると考えられるため、ここで示す結果は、そのような条件下のシナリオであることを強調しておく。

図38 摩擦パラメータの深さ分布．
本研究では、最大主応力方向が陸側の水平面から上方の範囲にある場合のみを解析対象とし、水平面からの角度で最大主応力方向を表す。このため、既往の研究（例えば，Kame etal., 2003）のように断層面と最大主応力方向とのなす角での表示ではないことを断っておく。また、分岐点以浅のプレート境界に破壊が伝播する場合、分岐断層に破壊が伝播する
268

場合をそれぞれ独立に取り扱い、両方が同時に破壊する場合や破壊の乗り移りについては取り扱わないこととする。図39は最大主応力方向が15°の場合について、プレート境界が破壊するシナリオ、分岐断層が破壊するシナリオそれぞれのすべりの時間発展の様子を示したものである。図の横軸は図35の横軸と対応する水平方向の距離を表しており、55km地
点が分岐点、0km、25kmがそれぞれ断層が海底に達する点に対応する。黒線、及び赤線は２秒毎、10秒毎のすべり分布を描いたものである。破壊が分岐点に達する14秒までは、プレート境界破壊シナリオ、分岐断層破壊シナリオともに等しいすべりの時間発展の様子を示すが、以降は両者に明瞭な違いが表れている。
分岐点以深での破壊伝播速度は約2.2km/sであり、速度の遅い側である海洋性地殻第２層のS波速度の約80％に相当する。分岐点以浅では深さ分布する応力状態、摩擦特性に応じて一定速度ではないが、速いところでプレート境界破壊シナリオでは約1.3km/s、分岐断層
シナリオでは約1.6km/sであり、付加体のS波速度の約80％，約100％にそれぞれ対応する。
分岐断層の場合にS波速度に限りなく近い伝播速度に達しているが、これは応力状態によるものであると考えられる。Rankine理論における主動土圧下での破壊面は、最大主応力方向に対して 45 12 tan 1  p の角度をなすと見積もられる．分岐断層の平均傾斜角がRankine理論の 破 壊 面 に 相 当 す る よ う に 設 定 し た 場 合 の 最 大 主 応 力 方 向 は 17°で あ り ， こ こ で 示 し た
15°の場合と非常に近いため、破壊しやすい応力状態にあったと言える。
図40は最大主応力方向を５-35°まで５°ずつ変化させた時の最終すべり量を比較し たものである。Rankine理論で見積もられる破壊面角度がプレート境界、分岐断層の平均傾斜角に近い場合がそれぞれ25°、15°であるため，その場合を赤線で示している。また、その角度を基準にして最大主応力方向の角度が大きい場合と小さい場合とでそれぞれ色分け
して示している。プレート境界破壊シナリオでは、25°が最も海底面付近のすべり量が大きく生成され、最大主応力方向が水平に近くなるとすべりが成長しない傾向が見られる。
一方、分岐断層破壊シナリオでは、15°の場合に水平距離40km付近でのすべり量が最大となるが、海底面付近のすべりはあまり成長しない。より最大主応力方向が水平に近づくにつれて海底面付近のすべり量が成長する傾向にある。これは、海底面付近の分岐断層の形
状が平均傾斜角よりもやや高角になっていることが要因として考えられ、この部分を破壊させるためには、より最大主応力方向が水平に近いことを要請している。なお、分岐断層が破壊するために水平に近い最大主応力方向を必要とすることは既往の研究と矛盾しない（Kame et al., 2003）。
また、分岐点付近のすべり量に着目すると、プレート境界が破壊する場合はすべりが促進される傾向にあるのに対して、分岐断層の場合はすべりが抑制されている。これは、分岐点以浅のプレート境界面は引張側のクラック、分岐断層面は圧縮側のクラックに分類され、すべりの発達に伴いプレート境界の場合は法線応力が低下する傾向、分岐断層の場合
は法線応力が増加する傾向となるためと考えられる。既往の研究においても、分岐断層に破壊が進展する場合に分岐点でのすべり量が周囲より小さく見積もられることは共通した特徴である（Aochi et al., 2000, Tamura and Ide, 2011）。
このため，プレート境界破壊シナリオでは分岐点以深のすべり量も以浅のすべりの成長に伴って増加するが、分岐断層では分岐点以深のすべり量にほとんど違いが見られない。
269

このことは結果として有効なクラックとみなせるサイズがプレート境界の場合には分岐点
以深に広がる一方、分岐断層の場合には分岐点までとなる。分岐点以浅の断層長さがプレート境界の方が約２倍長いことと分岐点でのすべりの拘束とが相まって、分岐断層破壊シ
ナリオでの最大すべり量は同条件であればプレート境界破壊シナリオよりも小さく見積もられる傾向にあると考えられる。

図39

最大主応力方向15度の場合におけるすべりの時間発展の様子（左：プレート境界破壊シナリオ，右：分岐断層破壊シナリオ）．
黒，赤線は２秒毎，10秒毎の等時線．

図40 最大主応力方向を５-35度まで変化させた時の最終すべり量の比較（左：プレート境界破壊シナリオ，右：分岐断層破壊シナリオ）．
津波の初期波源は、前章で実施した断層破壊シミュレーションによって得られる海域における地殻変動の最終変位を海面変位として与えることで作成する。地形モデルは図36の地形を用いる。海岸線は135.35km地点とし、それより左側を海域，右側を陸域とみなす。
陸域における標高は一様に0mを初期値とする。ただし、津波伝搬シミュレーションをする
際には、断層破壊による地殻変動を地形モデルに反映させるため、結果として陸域の標高は0mにはならない。また海岸線には0.1kｍ内陸側に、我が国において標準的な5.0mの海岸堤防を考慮する。
津波伝搬シミュレーションは、非線形長波理論をstaggered格子を用いたleap-frogスキームで解いた（後藤・小川，1982，IOC，1997）。空間格子間隔は50m、時間格子間隔は0.1秒、計算時間は1.5時間とする。海域及び陸域の抵抗はマニング則をもとにした抵抗項に適270

当なマニングの粗度係数を与えることで表現する。ここでは、小谷ほかに従い、海域を0.025、陸域を0.04（低密度居住区に対応）とする。海岸堤防は計算メッシュの境界に配置させ、堤防を越える津波の越流量は本間の越流公式（本間，1940a，b）を用いて算出する。
図41，図42はそれぞれ断層破壊シミュレーションによって得られた地殻の上下変動の最大値を示したものである。隆起を正、沈降を負とする。図41の横軸は図37の横軸と対応す
る水平方向の距離を表し、色分けは図40の最大主応力方向による色分けに対応させた。断層面が低角である場合、断層面上に大きなすべりが生じても、それによって生じる地殻変
動は水平成分が卓越し鉛直成分は相対的に小さくなる。そのため、傾斜角だけを考えれば、分岐断層破壊シナリオの方がプレート境界破壊シナリオよりも大きな地殻変動をもたらす
条件になっているといえる。しかし、本研究においては必ずしもそのような結果にはなっていない。それどころか、地殻の上下変動の最大値に関しては，プレート境界破壊シナリ
オにおける最大主応力方向20°以上の場合は、分岐断層破壊シナリオにおける最大主応力
方向５°の場合を除く各ケースと比較して、同等あるいはより大きな値となっている。このような結果となった原因は、両シナリオにおける断層面上の最終すべり量の差にある。
本研究では、プレート境界破壊シナリオが分岐断層破壊シナリオの２～３倍に達するケースがあった（図39）。プレート境界破壊シナリオにおける最終すべり量が分岐断層破壊シナ
リオの数倍程度に達する場合には、プレート境界の断層面が低角であっても、分岐断層破壊シナリオよりも大きな地殻変動を生成する可能性があることを示唆している。また、プレート境界破壊シナリオの地殻変動は、分岐断層破壊シナリオに比べて広域に及ぶ傾向にある。分岐点以浅の断層長さがプレート境界の方が約２倍長くなっていることが主な原因であろう。こうした特徴の違いは、発生する津波の周期の違いとして現れ、陸域へ流入する海水の流量に影響を及ぼす大きな要因となる。

271

図42 地殻の上下変動の最大値の比較（左：プレート境界破壊シナリオ，
右：分岐断層破壊シナリオ．
横軸の角度は最大主応力方向）．

図41

地殻の上下変動の比較（上：プレート境界破壊シナリオ，
下：分岐断層破壊シナリオ，
角度は最大主応力方向）．
図43、図44はそれぞれ海面の最大変位分布、海岸線における海面の最大変位を示したものである。また、右端は海岸線であり、海岸線には５mの海岸堤防を考慮した。プレート境
界破壊シナリオも分岐断層破壊シナリオも水位が浅くなる海岸付近で浅水変形により津波が大きく増幅している様子が分かる。海岸付近の海面の最大変位は、両シナリオともに地殻変動の規模の大きさに対応して大きくなっていることが分かる。すなわち、最大主応力
方向が、プレート境界破壊シナリオ、分岐断層破壊シナリオそれぞれ35°，５°の場合に、海岸付近で特に大きな海面変位となった。ただし、同規模の海面変位であれば、水深の深い海域で発生した津波の方が浅海域に到達したときにより大きく増幅される（浅水変形）ため、ここでの条件ではプレート境界破壊シナリオの方が津波は海岸付近でより大きく増幅される傾向にある。

272

図44 海岸線における海面の最大変位の比較（左：プレート境界破壊シナリオ，
右：分岐断層破壊シナリオ．
横軸の角度は最大主応力方向）．

図43 海面の最大変位分布の比較（上：プレート境界破壊シナリオ，
下：分岐断層破壊シナリオ，
角度は最大主応力方向）．
図45は津波の浸水深を示したものである。図の左端は海岸線であり、横軸は海岸線からの水平距離を表している、色分けは図40の最大主応力方向による色分けに対応している。プレート境界破壊シナリオは、分岐断層破壊シナリオよりも最大浸水深が大きく、また、内陸奥深くまで津波が到達している浅水変形により、海岸付近で津波の波高が大きく増幅されることに加え、地殻変動領域の広さに伴い津波の周期が長くなっていることも寄与していると考えられる。ただし、津波の到達地点は最終の到達地点ではなく、
1.5時間の氾濫計算の中での到達地点である。従って、さらに計算時間を長くとれば津波
はより内陸へと進行するが、ここで得られた結果の相対的な関係に変化は生じないと考えられる。図46は津波の陸域への総流入量を比較したものである。海岸堤防を越える津
波の越流量を時間積分することで計算した。分岐断層破壊シナリオの中で海岸付近で最も大きな津波となる最大主応力方向５°のケースでさえ、同シナリオのそれ以外のケースとあまり大きな差がないことは津波の周期が短いことが原因であると考えられる。

273

図46 津波の陸域への総流入量の比較．
（左：プレート境界破壊シナリオ，
右：分岐断層破壊シナリオ．
横軸の角度は最大主応力方向）．

図45 津波の浸水深の比較．横軸は海岸線から内陸方向への距離．
（上：プレート境界破壊シナリオ，
下：分岐断層破壊シナリオ，
角度は最大主応力方向）．
３）間隙流体の動的破壊へ及ぼす影響の評価
実施手法に記した様々な３次元動的破壊伝播シミュレーションを実施した結果、TP が動的破壊伝播に及ぼす影響として、以下のことがわかった。
間隙流体が存在し水理拡散率の小さい断層では、TP によって、断層でのすべりに伴い応力の降下が非線形に大きくなり、すべりの成長が加速される。このすべりと応力降下の変化のようすは破壊伝播の履歴に依存しており、断層上の場所によって異なる(Urata et al.
2008)。このような変化は断層の厚さが薄いほど顕著であるが、水理拡散率で決まる臨界厚さ以下では変わらなくなる。また、水理拡散率が大きいときにはこのような変化は見られない。初期間隙圧によるものだけである。
深さとともに断層にかかる応力が高くなる場合、TP にかかわらず、最終すべり量は深いほど大きくなる。深いほど断層にかかる法線応力は大きいので、TP による有効法線応力の変化も大きくなることができる。深い部分では、TP による応力降下の更なる増加から最終
すべり量はより大きくなる。破壊伝播速度もＳ波速度を超えやすくなる。TP の効果は破壊伝播距離とともに大きくなるため、破壊開始点が断層下端にあると、最終すべり量のピー
クが浅くなる様子も見られる。一方、破壊成長のための臨界断層長の値は浅いほど大きく、浅い部分での破壊は成長しにくい。また、深くなると断層強度が高くなるため、破壊は深い方向へ広がりにくい。これらの効果で、破壊開始点がある程度浅くなると、大きな地震へ成長しにくくなる。しかし、TP がないときには破壊開始点が浅く破壊が成長しないよう

274

な設定でも、TP が働くと、破壊は途中で止まらずに、大きな地震へ成長できるようになる
ことがわかった。
摩擦発熱によって間隙水の温度が上がると、間隙水は液体から超臨界水へ相変化すると予想される。液体から超臨界水への相変化では、水の物性値が大きく変化する。間隙水の物性値の時空間変化を取りいれたシミュレーションから、TP が適度に働く時（例えば、断層にかかる応力が大きくない、断層幅があまりうすくない）にはこの相変化の影響が破壊
伝播には現れないが、断層幅がうすく応力が高く TP が強く働く状況下では、応力降下後の応力回復が促進し、最終すべり量の増加が抑制される効果があることがみつかった。破壊
伝播速度にはほとんど効かない。
TP といっしょにダイラタンシー（空隙率の増加）が働く場合の破壊伝播の特性も明らかになった。ダイラタンシーが働く場合、働かないときに比べて、最終すべり量が小さくなり、破壊伝播速度の上昇が抑制される（図 47）。先行研究で従来除外視されてきた空隙率と浸透率との間の冪乗関係を考慮して、ダイラタンシーの効果を取り入れたシミュレーシ
ョンの結果（図 48）から、空隙率と浸透率の間の冪乗関係の冪数の増加が、破壊伝播速度を変えずに最終すべり量を抑制する一方、ダイラタンシー係数の増加が、最終すべり量と破壊伝播速度の両方を抑制することがわかった。
TP が断層間の動的破壊の乗り移りに及ぼす影響としては、２枚の平行で不連続な横ずれ断層でのシミュレーション Kase and Kuge (2001)をもとに、１枚目の断層を広がった破壊が、①距離がより離れた２枚目の断層へ乗り移れる、②２枚目の断層の深い部分へ乗り移れる、③深さとともに増加する応力下で①及び②の効果がより強くなる、④破壊が乗り移るか否か、及びその後どのように伝播するかは、２枚の断層の幾何的配置だけではなく、断層の水理拡散率の値にも依存する、ことを明らかにした。

図 47

ダイラタンシーの有無による最終すべり量と破壊伝播速度の違い。断層は４km 四方の正方形であり、破壊は左端の中央から開始している。ｘ方向に平行なすべりが伝播する。
(a)ダイラタンシーがない場合の最終すべり量（m）の分布。(b)ダイラタンシーがある場合の最終すべり量（m）の分布。(c)ダイラタンシーがある時（黒線）とない時（灰色）の破
壊伝播速度（縦軸）。（c）は z=2km 上を伝播する破壊の速度に対応し、横軸が位置を示す。

275

図 48

冪数（pse）とダイラタンシー係数（ε）の値による最大すべり量（a）と平均破壊伝播速度（b）の違い。断層は４km 四方の正方形であり、破壊は左端の中央から開始している（図 47 に同じ）。
４）間隙流体の準動的地震サイクルを通しての影響評価
摩擦力は、速度状態依存則に従う摩擦係数の変化、及び間隙流体庄の変化を通して有効
法線応力の変化にも依存する。間隙流体庄は、地震時では地震時摩擦発熱 TP（Mitsui and
Hirahara, 2009a）による上昇に加えてすべり破壊によるダイラテーション（空隙増加）による減少、更に地震間では準静的なガウジの変形に伴う空隙率変化及び圧力溶解などによる 空 隙 減 少 に よ る 増 加 (Mitsui and Hirahara, 2009b) 、 と い っ た よ う に 変 動 す る 。
Mitsui(2011)は、速度状態依存摩擦則に従う断層に、上記の変動要因を全て入れ、１自由度ではあるが、準動的シミュレーションを行なっている。図 49 に、載荷速度 v pl ３cm/年、剛性率 G 27GPa,透水率  10 -20 m 2 、間隙形成係数  1.7 -6 、すべり速度依存ダイラテーション
係数 Y 0.0005、化学反応による空隙減少の特徴的時間 X 10 年とし、地震時すべり幅 w を変えて地震サイクルシミュレーションを行った場合の、間隙流体庄の時間変動と累積すべりを示す。水理定数などは固定しても、断層すべり幅 w が変わるだけで、間隙流体庄変動は大きく変わり、全く異なる地震サイクルになる可能性があることが分かる。

図 49

速度状態依存則に従う断層で、地震時における TP・ダイラタンシー、地震間におけ276

る準静的ガウジ変形及び圧力溶解など化学変化による空隙変化の影響を組み込んだ、１
自由度準動的地震サイクルシミュレーン例（Mitsui,2011）（左図）間隙流体庄変動（右図）累積すべりの時間変動

また、Mitsui et al.(2012)は、2011 年東北地方太平洋沖地震の地震サイクル計算において Kato and Yoshida(2011)の２次元モデルで、50m を超える大すべり域での強パッチの代わりに、断層帯に間隙流体を仮定し、準動的地震サイクルシミュレーションを行なって、TP による地震時における大すべり及び大きな応力降下量、数百年という長期間の地震の繰り返しサイクルを再現し、間隙流体の重要性を指摘している。
５）データ解析の高度化：InSAR（干渉合成開口レーザー）解析の高度化
図 50 に紀伊半島のパス 414 の画像のペアに対するコヒーレンス（干渉性）を示す．ALOSの軌道は 2008 年半ばに大きく修正されているため、 2006 年から 2011 年までの運用期間中安定した軌道間距離を確保することが難しい．しかし、軌道修正のおかげで、観測間隔
800 日（２年強）のペアで軌道間距離が短くなり、コヒーレンスが高いペアができることがわかる．軌道間距離が 500m 以下であれば、平均的に 0.5 以上のコヒーレンスが得られる
ことがわかる．時間間隔が短いペアであれば、単偏波のペアでは 1000m 程度でも高いコヒーレンスを有する．これらのコヒーレンスが高いペアのみを用いて、干渉処理を行い、スタッキングすることにより平均変動速度を算出した．

図 50

紀伊半島のパス 414 の画像のペアに対するコヒーレンスと軌道間距離及び観測時間間隔の関係。縦軸が軌道間距離、横軸が観測時間間隔。
（上）高解像の単偏波のデータ、（下）
２偏波のデータ。
解析を進める途上、波長の長い振幅が数 10cm にも及ぶ変動が重畳するケースがあることがわかって来た。ALOS/PALSAR は L バンドというやや波長の長いマイクロ波を使用しているため、他の SAR よりも電離層による遅延が大きくなる。超高層大気の研究者らとの共277

同研究により、大きい変動が重畳する時期には電離層にも中規模伝播性電離層擾乱（MSTID）
が発生していることがわかった１）。図 51 と 52 は、干渉処理を行ったペアの２回の観測時
刻近傍の GPS-TEC の分布と、アジマス・オフセットを比較したものである。アジマス・オ
フセットは、SAR の強度画像のマッチング処理から得られる情報で、マイクロ波の遅延が大きい場合、顕著な擾乱が見られる。電離層の擾乱が大きい 2009 年９月５日の画像を含む
ペアについては、アジマスオフセットにも大きな北北西—南南東方向の縞模様が現れている（図 51）。これは、電離層の擾乱によりマイクロ波の着地点が、２つの画像において m 単位でずれていることを示している。ただし、このずれは PALSAR の分解能よりは小さい。このペアの干渉画像には大きな見かけの変動が重畳しており、電離層の擾乱により着地点がずれることにより生じていると考えられる。一方、電離層の擾乱の小さい 2007 年 12 月１
日と 2010 年３月５日の画像のペアについては、アジマスオフセットには顕著な乱れは見られない。このように、電離層擾乱の影響を除去・軽減することが大きな課題となった。こ
こでは、２つの方法、GPS の変動を用いて除去する方法と、単純に見かけの変動の大きい
画像を除く方法、を使って解析を進めた。

図 51

ALOS/PALSAR 観測時刻に近い GPS-TEC 分布とアジマスオフセットの比較。
（左）2009

年９月５日の GPS-TEC、（中）2009 年 10 月 21 日の GPS-TEC、（右）この日に観測された SAR
画像ペアから作成したアジマスオフセット。

図 52

ALOS/PALSAR 観測時刻に近い GPS-TEC 分布とアジマスオフセットの図 53 に、紀伊半島の北行軌道のパス 414 のスタッキング干渉画像を示す．干渉画像の一部には大きな擾乱が見られ、地殻変動以外の原因による変動が卓越している。このまま時系列解析やスタッキング処理を行っても、この擾乱の影響が支配的になるので、これを次の手順で除いた。
278

①アンラップ干渉画像から、GPS 連続観測点の位置の視線方向変位をサンプリング。
②GPS 連続観測点の対応する期間の変動を求め、これを視線方向変位に変換。
③GPS の変位を真の地殻変動と考え、これらの差（＝ノイズ）を計算。
④ノイズのデータを画像全体に内挿。
⑤①の観測干渉画像から④のノイズ画像を差し引き、“真の地殻変動”とする。
この結果、図 53 の視線方向の平均変位速度が求められた。当然ではあるが、GPS の変位から求めた視線方向変位とは調和的である。しかし、短波長の乱れが残っている。これらは地形と相関があるように見え、局地的な大気の擾乱の影響と考えられる。
四国の画像の解析については、単純に見かけの変動の大きい画像を除くことで解析を進めた。四国全域をほぼカバーする北行軌道の４パス（東から順に 417、418、419 及び 420）と、南行軌道の２パス（室戸岬を通る 67 と足摺岬を通る 70）。図 54 に、北行軌道からの四国の４パスのスタッキング干渉画像とつながるように描いた。しかしながら、中央部のパス 418 については、東西方向のトレンドが残っているため、東のパス 417 からみて、西側の２パス（419 と 420）の変動速度が大きくなる。個々のペアのアンラップ画像を見ると
画像西側の瀬戸内海付近に大きな擾乱が認められる画像が多く、電離層等の影響が依然残っているものと考えられる。なお、西端のパス 420 については、2010 年の豊後水道スロー
イベントの発生時期を挟む画像をもスタッキングしているが、スムースな変動速度の分布が得られている。
図 54 及び 55 は、四国地方の南行軌道の２パスのデータから作成したスタッキング干渉
画像である．北行軌道に比べて、南行軌道は変動の波長が短くなるため、ALOS での検出が有利と考えられた。しかし、南行軌道での観測は昼間であり、光学観測が優先される時間帯であるため、観測データ量が北行軌道に比べ、６割前後である。このため、十分な数の高いコヒーレンスを有するペアを確保するのが困難となる。また、北行軌道に比較して少ないものの、電離層の擾乱も見られる。全体の傾向は GPS からシミュレートした干渉画像と整合するが、変動速度にして２倍近い大きい値になっている。ある程度のペア数を確保することを優先したために、大気による擾乱の影響の大きいものが依然含まれていると考
えられる。

279

図53

パス414 の平均的な変動速度。（左）GPSの変位速度を用いて長波長の変動を除いた

視線方向変位速度。（右）GPS 観測から推定した視線方向変位速度。

図 54 （左）GEONET データから合成した ALOS の南行軌道に対する平均視線距離変化。
衛星が東より南へ約 10°、仰角約 50°の上空から観測している。
（右）四国西部パス
70 の 2007 年から 2010 年のデータから作成した干渉画像の内,短基線のペアをスタッキングして得られた平均視線距離変化の分布。松山市付近がほぼ 0cm/yr になるように調整している。

280

図 55

（左）GEONET データから合成した ALOS の南行軌道に対する平均視線距離

変化．衛星が東より南へ約 10°、仰角約 50°の上空から観測している。（右）四国西部パス 70 の 2007 年から 2010 年のデータから作成した干渉画像の内,短基線のペアをスタッキングして得られた平均視線距離変化の分布．四国北岸付近がほ６）データ解析の高度化：データ同化手法による摩擦パラメータの推定
本業務の方法で記述した方程式系に対してプログラムを作成し、真の解がわかっている場合に、真の値とは異なる値を背景値として与え、アジョイント法によってどの程度真の解が復元されるか数値実験によって確認した。５年間で、自由度の小さい簡単な系から考察を進めてきたが、ここでは最終年度に行った自由度の大きい系に対する数値実験の結果のみ示す。
すでに示したように、プレート境界でのすべり速度や応力の時間発展の計算には、速度状態依存摩擦構成則(Dieterich, 1979)（式(26)）、状態の時間発展方程式としてのス
ローネス則（式(27)）及び弾性体の準静的運動方程式（式(28)）を用いた。ここで、V pl =9cm/yr (DeMets et al., 1994)、G=30GPa、c=３km/s とした。また有効法線応力 σ i は20MPa とした。この値は静岩圧より小さいが、余効すべりがＬＡからＳＡまで伝わるためには低い有効法線応力を用いる必要である(Ariyoshi et al., 2007)。すべり応答関数
k ij はセル j における単位すべりに伴うセル i のせん断応力変化を表し、Okada (1992)に基づいて計算した。また μ 0 は速度 V 0 で定常的に滑っている時の摩擦係数を表し、本研究では μ 0 =0.6、V 0 =V pl （＝９ cm/yr）とした。また a i 、b i 、L i は摩擦パラメータを表し（以下、A i =a i σ i 、B i =b i σ i と表記する）、本研究では余効すべり域の摩擦パラメータは一様とした。
式(26)～(28)に適当な初期条件を与えることで、各セルでのすべり速度・状態変数の時間発展が計算できる。本研究では表２のような摩擦パラメータを用いてすべり速度・状態変数を計算した。以下このときの摩擦パラメータを真値とする。

281

表２

与えた摩擦パラメータの真の値

本研究では千島海溝を模した平面断層モデルを用いた（図 56）。地震時すべりの大きな領域として十勝沖地震・釧路沖地震に対応した２つの大小のアスペリティ（以下それぞれＬＡ、ＳＡと呼ぶ）をそれぞれ１つのセルで表現した。またその周囲の余効すべり
発生域を 10km×10km ごとの 390 のセルで表現した。

図 57

用いた断層モデル．傾斜角は 20 度．

太線で示した大きな矩形領域が全モデル領域，２つの灰色の小さな矩形が地震発生領域で，右の LA で最初の地震が発生し、左の SA
でトリガーされた地震が発生する。それ以外の領域は速度強化域で、余効すべりが伝搬する．点Ａ～Ｅですべり速度が観測されるとした。
上に述べたモデルを用いてすべり速度の時間発展を計算すると約 300 年周期の地震サイクルが再現される。本研究ではある１回の地震について、地震発生１日後から 20 日間のすべり速度を１日ごとに記録し、これに平均 0、標準偏差 1.0×10 -8 m/s の正規分布の誤差を加え人工データとした（図 58）。このデータは余効すべりの加速・減速・伝播の情報を持つ。このようにして得られた人工データに対して、本研究ではアジョイント法を適用し摩擦パラメータの真値が推定できるかに関して双子実験を行った。

282

図 58

図 57 に示した点Ａ～Ｅにおけるすべり速度の観測データ（◯印）
真の値を青線で、第一推定値による時間発展を赤線で、推定された値による時間発展を緑線で、それぞれ示した。

摩擦パラメータの事前推定値（第一推定値）から出発し、アジョイント法によって、評価関数が収束するまで摩擦パラメータを更新する。最終的に得られた推定値を表２に示す。また、第一推定値から推定値への収束の様子を図 59 に示す。３つの摩擦パラメー
タが背景値(A-B (kPa)、 L (mm)、 A (kPa)) = (10.0, 80.0, 80.0)からすべり速度のデータを同化することによって(5.28, 40.4, 40.0)へと最適化されており、この値は真値に近い値である。図 57 には、人工データと背景値、推定値によるシミュレーション結果の比較も示してある。摩擦パラメータが最適化されていることからも分かるとおり、データを同化することによってデータに合うようなすべり速度の時系列が再現されている。
加納・他(2010)とは異なり、本研究ですべての摩擦パラメータが最適化できたのは余効
すべりの加速に関する情報を含むデータを同化したためと考えられる。

図 59

摩擦パラメータの収束の様子。第一推定値（0）から推定値（24）まで
矢印の方向に収束している。☆印は真の値を示す。
283

表３

摩擦パラメータ，評価関数，トリガーされた地震の発生時期の真の値，背景値，データ同化によって推定された値

表３に LA での地震発生から、その余効すべりによってＳＡで発生する地震までの発生間隔を，図 60 に余効すべりの伝播の様子を示した。表３から摩擦パラメータの最適化によって地震発生間隔が真値に近くなっていることが分かる。このことはパラメータの最適化によって、余効すべりによってトリガーされる地震の予測精度が向上される可能性を示唆している。

図 60

最初の地震の発生から 3.5 年後（上）と 4.0 年後（下）における余効
すべりの伝播の様子。左から真の値、第一推定値、推定値による結果。

７）地震サイクルシミュレーションの省メモリ化・高速化
2011 年東北地方太平洋沖地震震源域を、太平洋プレートの３次元形状を考慮して、摩擦パラメータから決まる最小セル条件を満たすように三角形のセルに分割し、地震発生シミュレーションを行なった。この際に用いたセル数 N は 200,704 で、すべり応答関数行列の階層型行列表示を図 60 に示す。図 61 における各数字は部分行列のランクを示し、O(N)のメモリ量を持つことが分かる。
階層アスペリティ（HA）モデル（Hori and Miyazaki,2011）と強パッチアスペリティ（SA）
284

モデル(Kato and Yoshida,2011)の２つのモデルを用いて地震サイクルシミュレーションを行い、比較を行なった。図 62（大谷,2011）に両者の速度状態依存摩擦則の摩擦パラメー
タ分布を示す。両者とも日本海溝浅部に強パッチを置いて、地震時大すべりを再現している。また 30～40 年間隔で発生する複数の M７震源域での摩擦特性は同じであるが、違いは2011 年東北地方太平洋沖地震震源域の摩擦特性にある。HA モデルでは、速度弱化 A-B>0
ではあるが条件付き安定すべり特性を、SA モデルでは速度強化 A-B>0 としている。両者とも 30～40 年間隔で発生する M７地震を含む、数百年間隔で発生する東北地方太平洋沖地震
サイクルの再現に成功している。ただ、地震後の振る舞いに違いが見られる。HA モデルでは地震サイクルの前半では震源域が固着していて宮城沖 M７地震の活動も不活発であるのに対し、SA モデルでは速度強化域でのすべりにより宮城沖 M７地震活動が活発化する。これからの余効すべり等の観測が重要である。

図 61

2011 年東北地方太平洋沖地震シミュレーションにおけるすべり応答関数行列の階層行列表示

N=200,704。

数字は各部分行列の近似したランク数を表
す。

図 62

階層アスペリティ(HA)モデル（左）と強パッチアスペリティ（SA）モデル（右）における摩擦パラメータ A-B と L の分布（大谷,2011）285９）内陸地震を含む南海トラフ巨大地震サイクルセルモデルの構築
フィリピン海プレート形状を用い、近畿地方周辺の 80 の活断層（図 63）のクーロン破壊関数の変化（ΔCFF）を網羅的に計算した。北米プレートとユーラシアプレートの相対運動による新潟・神戸構造帯(NKTZ)の東西圧縮によるΔCFF を計算したところ、A 級活断層における応力蓄積レートに相当した（図 64）。

図 63 応力変化を得た活断層。

図 64 NKTZ 東西圧縮による応力変化。

番号は図 64 に対応。
NKTZ 東西圧縮・南海トラフ巨大地震・固着・内陸地震を変形源として内陸活断層上のクーロン破壊関数の時間変化を計算したところ、最近 500 年間の９つの内陸地震の起震断層
上では、地震時のすべりを与える「すべり予測（SP）モデル」「時間予測（TP）モデル」
双方で破壊関数がほぼ過去最大値となる時間に地震が発生していた（図 65）。

286

図 65 西南日本活断層のΔCFF 時間変化の例。番号は図 63 に対応。赤：剪断応力、黒：Δ
CFF、破線：NKTZ 東西圧縮に伴う応力変化、実線：すべての変形源に伴う応力変化
さらに、近畿地方の 80 の活断層について南海トラフ巨大地震による弾性応答を計算し、NKTZ 東西圧縮による長期的な応力蓄積と比較した結果、NKTZ 東西圧縮による応力蓄積の数十年間分に値するだけΔCFF が低下するという結果が得られ（図 66）、南海トラフ巨大地
震発生前に逆断層型地震が、発生後に横ずれ型地震が増えることを予測する結果となった。
断層強度を一定と仮定すると，ΔCFF の過去最高値の更新が地震発生をもたらすと考えられる。南海トラフ巨大地震による応力変化が十分大きい範囲（図 62 の太点線内）の 73 活
断層上で計算されたΔCFF 過去最高値の更新値は、南海トラフ巨大地震発生前 50 年から発生後 10 年に高くなり、歴史地震の発生分布と調和的になった（図 66）。

287

図 66 南海トラフ巨大地震による活断層上のクーロン破壊関数（ΔCFF）の弾性的変化。
滑り域（各図左上濃灰域）に対し計算。左上は東西圧縮 100 年分の応力蓄積。

図 67 南海トラフ地震相対年毎のΔCFF 最高値更新分布。

図 68 南海トラフ巨大地震の発生前（左）と発生後（右）の歴史地震発生の時空間分布。

地震のメカニズムは、地域の応力場を共に反映することから断層メカニズムと大まかに一致する(Townend & Zoback, 2006); Terakawa & Matsu’ura, 2010)) ため、上の予測か
らは逆断層の多い領域で南海トラフ巨大地震の発生前に内陸地震が多く、横ずれ断層の多い領域は発生後に内陸地震が多くなることが予想される。理科年表（気象庁, 2011)）から、
東南海領域（図 66 の領域 CD）を震源域に含む南海トラフ巨大地震との相対年別に歴史地
震の震央分布を取ると、この予想と大まかに調和的になり（図 67）、歴史地震は本研究で得られた予測を支持する時空間分布を持つことが明らかになった。
288

粘弾性媒質における応力計算では、メモリ変数を用いて過去のすべり速度を要する履歴
積分を回避するため、１階微分や漸化型の演算で計算可能なメモリ変数を用いる効率的な方法を検討してきた。ところがこの手法だと履歴積分は回避でき時間領域のメモリや演算量は減少させることはできたが、空間部分で階層型行列による近似ができず、問題がある
ことが分かった。
(d) 結論ならびに今後の課題
媒質評価における熱モデルについては、２次元箱型熱対流モデルを用いて、フィリピン
海プレートの南海トラフから西南日本下への沈み込みに伴う温度分布の数値シミュレーシ
ョンを行った。その結果、フィリピン海プレートの年齢の時空間変化、形状、運動様式を考慮した沈み込みのみのモデルでは、地殻熱流量の観測データを説明することは難しく、
現在の西南日本での地殻熱流量分布を説明するためには、トラフ側でプレート境界面での摩擦熱を、また陸域で第四紀の地殻変動に伴う浸食による温度変化を考慮する必要がある
ことが示された。間隙水圧比は 0.95 と比較的大きな値が推定された。３次元箱型熱対流モデルにおいては、任意形状で有限の厚さを持つ海洋プレートの沈み込みに伴う温度場、流れの速度ベクトルのコード開発を行った。斜め沈み込みの場合には、形状が対称であっても、温度場に顕著な非対称性が現れ、 プレート内部・上面の低温部がスラブの下傾斜のところに現れることがわかった。今後は、このような知見をふまえて、地殻熱流量データを説明する西南日本における３次元スラブ沈み込みモデルを構築し、南海トラフ巨大地震発
生域や深部低周波微動発生域での温度分布の推定に関する研究を進めていく必要がある。
不均質弾性構造の動的破壊へ及ぼす影響評価では、地殻構造のような不均質な媒質においても地震時の断層破壊シミュレーションを実施できるような数値解析手法を開発し、いくつかの現実的な事例について適用し、簡単な考察を行った。東北地方太平洋沖地震の解析例では、実際に地表付近の不均質性によって第２の波群を生成するような断層破壊が励起された可能性を指摘した。また、分岐断層が破壊するシナリオとプレート境界が破壊するシナリオにおける断層破壊メカニズムの違いについて検討し、その特徴について整理した。分岐断層の事例で留意すべきことは、この解析結果における具体的な数値が予測値ではないことである。あくまで，相対的なメカニズムを比較したに過ぎないことに注意すべきである。今後の課題として、まず不均質媒質にも適用可能な断層破壊シミュレーション
手法の大規模化が挙げられる。大スケールの断層を取り扱うにもかかわらず、断層極近傍の微小要素を必要とするため、これを取り扱うことが可能な計算コードの開発が必要である。また、不均質性によって断層破壊メカニズムに及ぼす本質的な影響について議論を深めていく必要がある。巨大地震における断層の破壊開始点などをあらかじめ把握することは困難ではあるが、不均質性そのものは系の物理量であるので、不均質性による影響そのものは、あらかじめ評価することができる可能性がある。
摩擦発熱によって岩石中の間隙水の圧力上昇（thermal pressurization; TP）が起こることを考慮した様々な３次元動的破壊伝播シミュレーションの結果は、TP が地震の成長に対して強い推進力として関わり、断層での動的破壊伝播や断層間での動的破壊の乗り移りに強い影響を及ぼしうることを浮き彫りにした。TP が強く働くか否かは、断層を形成する289

岩石の水理拡散率や断層帯の厚さによって決まる。これらの値や空間分布が重要になる。
一方、比較的有効に TP の効果を抑制するダイラタンシー係数についても、その実質的な値を見積もることが大切である。また、TP を組み込んだ３次元動的破壊伝播シミュレーショ
ンは、計算時間やメモリなど、計算機の負担が大きく、ここで実施したシミュレーション
も設定は限られた。弾性媒質の不均質、断層の不均質や自由表面との位置関係の多様性なども除外した。そのような影響の調査が今後の課題である。
断層帯の間隙に含まれる流体の圧力は、上記の地震時摩擦発熱 TP による上昇、ダイラタ
ンシーによる間隙生成での低下、及び地震間では圧力溶解等の化学変化による間隙減少による増加する。このように、間隙流体圧は、地震時及び地震間を通して大きく変動し、有効法線応力を大きく変動させ、速度状態依存の摩擦速に従う摩擦係数の変化とともに、地震サイクルをコントロールすることを、一自由度といった簡単な準動的モデルで示した。
実際的な 2011 年東北地方太平洋沖地震サイクルモデルで示した TP 効果のように、地震サ
イクルシミュレーションには、速度状態依存の摩擦則に従う摩擦係数の変化に加えて、間隙流体庄変動を組み込む必要がある。ただ、その計算には多大な計算資源を要し、また水理定数が定量的には分かっていないのが問題で、効率的な計算法の開発と実際の断層やプレート境界での物性や水理定数を明らかにする必要がある。
InSAR データ解析の高度化では、南行軌道を中心に未解析領域が残っているため、これらの領域の画像を取得し、解析を進め、全体像を明らかにすることが必要である。残念ながら平成 23 年５月に ALOS が運用停止となったため、データの追加が望めなくなった。しかし、時系列解析の適用など、既存のデータを用いて徹底した解析を行うことが重要である。四国中西部の北行軌道では北西—南東方向の電離層の影響と考えられる変動が残ってしまったので、これを除去することを急ぐ必要がある。しかし、プレート沈み込みに伴う変動は波長が長く、電離層の擾乱によるとされる見かけの変動の波長に近い。そのため、軌道調整などやハイパス・フィルターなどの手法を適用すると、変動そのものも除去してしまう可能性が高い。この観点から、長波長の変動は GPS に委ね、ローカルな変動（活断層
周辺の変動や GPS 観測点の局所的な変動）の検出に重点を置くことがより有効な活用法と考えられる。とはいえ、SAR 専用衛星 ALOS-2 が近々打ち上げられる運びとなっている。これにより南行軌道からの観測が飛躍的に増加すると予想される。南行軌道からの観測の方が、予想される変動の波長が短くなるため、ALOS-2 のデータにより、再チャレンジする価値はあると考える。
摩擦パラメータのデータ同化手法の開発では、５年間で、大地震に引き続いて観測されている余効すべり領域の摩擦パラメータの推定と、余効すべりによってトリガーされる地
震の発生時期の予測を行うための手法を開発し、精度を検証するための数値実験を行った。
実験結果はおおむね良好で、今回仮定したような良い条件の場合は、トリガーされる地震の発生予測への適用が期待できる。その一方で、当初の目標であった実データへの適用には至らなかった。なぜなら、本研究ではいくつかの仮定をおいており、実データに適用す
る前に、これらの仮定が成り立たない場合の検討を行う必要があるからである。特に、本研究では余効すべり域の摩擦パラメータが、深さに応じて空間的に一様としているが、摩擦パラメータ自体に非一様性がある場合にもこの手法をそのまま適用した場合、どのよう
290

な精度になるのかを検討する必要がある。また、本報告書ではプレート境界面のすべり速度を直接観測できるとしたが、実際には陸上の限られた地域で得られた地表面変位を用いることになる。観測データに含まれるノイズも、本研究では正規雑音を仮定したが、実際は非正規成分を含んでいる。このような理想的でない場合の検証を行いつつ、実データへの適用を行いたいと考えている。
準動的地震サイクルシミュレーション計算の省メモリ化・高速化では、すべり応答関数
行列とすべり欠損ベクトルの積の計算の省メモリ化・高速化を実施した。断層やプレート
境界を N 個のセルに分割すると、この計算には O(N 2 ） のメモリ量と演算量を要する。最終
的には、階層型行列（H-matrices)法を用いて、 O(N)～ON(NlogN) の省メモリ化・高速化を実現できた。今後は並列計算における並列性能の向上を目指し更なる高速化を行い、大規
模マルチスケール地震サイクルシミュレーションの実施や大規模データ同化に取り組む必要がある。
西南日本内陸地震を含む南海トラフ巨大地震発生サイクルセルモデルの構築のため、フィリピン海プレートの沈み込み形状や内陸活断層に対応した粘弾性すべり応答関数を構築した。この地域の東西圧縮、プレート境界の固着及び地震発生、内陸地震を変形源として近畿地方の多数の活断層上のクーロン破壊関数の時間変化を計算した結果、南海トラフ巨大地震発生前に逆断層での地震が増え、巨大地震発生後には横ずれ断層での内陸地震が増えるという予測が得られた。得られた予測は歴史地震の時空間分布と整合的である。今後
は、有限要素モデルを構築して不均質構造を考慮した粘弾性すべり応答関数を計算し、今後活動しやすい内陸活断層をより正確に見積もる必要がある。さらに、履歴積分を回避するためメモリ変数による高速化手法を開発したが、この手法には階層型行列法による高速化ができないこという問題があることが分かった。今後、履歴積分は実行し、階層型行列を用いる新手法を開発する必要がある。開発された新手法により、粘弾性すべり応答関数とすべり速度と状態に依存する摩擦則を組み合わせた粘弾性地震発生サイクルシミュレー
ションを急ぐ必要がある。

(e) 引 用 文 献
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297

3.9 サブプロジェクト 2-4
連動条件評価のためのシミュレーション研究
担当：国立大学法人東京大学

298

(１) 業務の内容(a) 業務題目
連動条件評価のためのシミュレーション研究(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

東京大学地震研究所

教授

加藤

尚之

東京大学地震研究所

教授

佐竹

健治

東京大学地震研究所

准教授

酒井

慎一

東京大学地震研究所

准教授

亀

伸樹

東京大学地震研究所

准教授

鶴岡

弘

東京大学地震研究所

准教授

市村

強

東京大学地震研究所

助教

五十嵐

東京大学地震研究所

特任研究員

原田

智也

東京大学地震研究所

特任研究員

光藤

哲也

東京大学地震研究所

大学院生

縣

亮一郎

北海道大学大学院理学院

准教授

勝俣

啓

名古屋大学環境学研究科

准教授

橋本

千尋

総括主任研究員

福山

英一

神戸大学

名誉教授

石橋

克彦

東京大学大学院理学研究科

特任助教

鈴木

岳人

防災科学技術研究所

俊博(c) 業務の目的
東海地震、東南海地震、南海地震それぞれのセグメントで地震性の破壊が発生した場合、破壊が隣接するセグメントに伝播し、より規模の大きい地震になるか否かを支配する条件
をシミュレーション等により明らかにする。また、一度破壊が停止した後に、隣接するセグメントが遅れて破壊するまでの過程を理論的に調べ、遅れ破壊の時間を推定するために必要な観測量を明らかにする。
(d) ５ヵ年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
１) 平成 20 年度：
ソフトウエアの開発等を行い、東海地震、東南海地震、南海地震や宮城沖地震などを想定したプレート境界地震のシミュレーションを行うための環境を整備した。
２) 平成 21 年度：
アスペリティの応力状態などに着目し、連動破壊発生の条件をシミュレーションにより調べた。
３) 平成 22 年度：
地震発生後の応力変化等に着目し、引き続き、連動破壊発生の条件をシミュレーションにより調べた。
299

４) 平成 23 年度：
セグメントの単独破壊、連動破壊過程をシミュレーションで調べ、連動破壊を支配する要因を明らかにした。また、2011 年東北地方太平洋沖地震のシミュレーションを行うことにより、この地震が巨大地震になった原因について考察した。
５) 平成 24 年度：
セグメントの単独破壊、連動破壊過程について、引き続き、シミュレーションにより調べるとともに、西南日本地域での巨大地震発生全過程シミュレーションを高解像度で行なうためにプログラムの最適化を行った。
(２) 平成 20～24 年度の成果(a) 業務の要約
東海地震、東南海地震、南海地震それぞれのセグメントでの破壊の数値シミュレーショ
ンを行うためのモデル構築、プログラムの最適化を行った。また、現実的なシミュレーシ
ョンを行うために、GPS データからプレート境界面の固着状況の推定を行い、これに基づ
きプレート境界面上の応力分布の推定を行った。プレート境界の破壊パラメータを仮定して南海トラフ沿いのプレート境界での動的破壊過程の数値シミュレーションを行い、連動破壊条件を調べた結果、応力や破壊パラメータが同じであっても、破壊開始地点によって破壊の連動性が異なることが明らかになった。破壊パラメータについては、正確な推定値はなく、適切に仮定しなければならないが、破壊開始点の破壊エネルギーについては推定可能であることを明らかにした。さらに、連動破壊条件に影響する、間隙流体圧変化や破壊先端域の塑性の効果について理論的に調べた。
(b) 業務の成果
１) プレート境界の地震発生サイクルシミュレーションモデル開発
GPS データからはプレート境界の固着状況が推定でき、ひずみの蓄積をモニターできる。
これは、プレート境界地震のポテンシャル評価に利用可能である。実際に、固着が大きい
ところは、これまでにプレート境界大地震が発生した場所と一致していることが多い(Hashimoto et al., 2009)。すべり遅れ速度分布を推定し、これが前回のプレート境界地
震から継続しているものと仮定すれば、プレート境界面でのすべり遅れ蓄積量が推定できる。さらに、これからプレート境界面でのせん断応力分布を推定することができる。これを利用して、南海トラフ沿いのプレート境界巨大地震の数値シミュレーションを行った(Hok et al., 2011)。プレート境界の固着は、1944 年東南海地震と 1946 年南海地震から継続しているものとしてせん断応力分布を計算し、これを初期条件として、摩擦特性の分布や初期破壊を適切に仮定することにより、東南海地震・南海地震の動的破壊過程の数値
シミュレーションを行った。南海地震のシミュレーション例を図１に、東南海地震のシミュレーション例を図２に示す。現実のデータに基づいた、もっともらしいシミュレーショ
ン結果が得られている。

300

図１

南海地震の動的破壊過程のシミュレーション結果。(a)初期せん断応力分布。赤丸は仮定した初期破壊。(b)破壊伝播の様子（コンター）と最終的すべり量分布（カラー）。(c)
動的破壊伝播時のせん断応力分布のスナップショット。GPS データから推定されたプレー
ト境界面のすべり遅れ速度分布に基づき 1946 年南海地震からのすべり遅れ蓄積量を推定し、さらに応力分布を推定したものを初期条件として、摩擦特性の分布を仮定して動的破壊の数値シミュレーションを行った。
同じ初期応力分布を仮定しても、破壊開始点の位置により、東南海・南海の連動破壊になったり、単独の破壊で終わってしまう場合など、発生する地震は異なる性質をもつことが明らかになった。これは、地震性すべりによる応力が破壊過程に影響を及ぼすためである。
同様の手法を東北地方太平洋沖地震にも適用し、現在の固着が 1000 年継続した仮定した場合、実際の地震の規模に近い結果が得られた(Hok et al., 2011)。
301

図２．東南海地震の動的破壊過程のシミュレーション結果。(a)初期せん断応力分布。赤丸は仮定した初期破壊。(b)破壊伝播の様子（コンター）と最終的すべり量分布（カラー）。
(c)動的破壊伝播時のせん断応力分布のスナップショット。GPS データから推定されたプレート境界面のすべり遅れ速度分布に基づき 1944 年東南海地震からのすべり遅れ蓄積量を推定し、さらに応力分布を推定したものを初期条件として、摩擦特性の分布を仮定して動的破壊の数値シミュレーションを行った。
２) シミュレーションに基づくプレート境界の破壊パラメータの推定
地震の破壊開始点における破壊エネルギーは、地震発生や震源核の規模を支配する重要な物理パラメータである。沈み込み域の地震サイクルシミュレーションを行うことにより、プレート境界地震の破壊開始点の破壊エネルギーを推定した。プレート境界の固着域の下302

端では深部の非地震性すべりにより応力集中が生じている（グラビア図９）。応力集中の大
きさは非地震性すべり量に比例し、応力集中とともに増大するエネルギー解放率が固着域での破壊エネルギー G c に等しくなったときに固着域が破壊される。プレート境界地震が周期的に発生するとき、非地震性すべり量はプレート相対運動速度 V pl と地震の再来周期 T rの積から得られるため、これらから破壊開始点の破壊エネルギーが推定できる。理論的には、 G c は V pl 2 T r 2 に比例する。この理論の妥当性を、沈み込み域の２次元弾性体モデルと速度状態依存摩擦則を用いたシミュレーションで検証し、破壊エネルギーを推定するための関係式を導いた（グラビア図９）。この関係を使い、南海トラフの M８級地震の破壊開始点と 2011 年東北地方太平洋沖地震の発生を支配していた高強度領域の破壊エネルギーを推定したところ、それぞれ、0.1-1MJ/m 2 、約 10MJ/m 2 の値を得た。これらは、それぞれ、M８級、M９級の地震について推定されている値よりもやや小さく(Tinti et al., 2005; Rice,
2006)、破壊開始点での破壊エネルギーは小さめであることを示唆している。また、破壊エネルギーは物質定数ではなく、動的に定まる値であることを示しているのかもしれない(Andrews, 2005)。さらに、東北地方太平洋沖地震について推定された大きな破壊エネルギ
ーは、宮城県沖の海溝近くに高強度パッチが存在した可能性(Kato and Yoshida, 2011)と調和的である。
３) 間隙流体圧変化に着目した連動破壊条件に関するシミュレーション研究
１次元モデルを仮定して、熱・流体圧・非弾性な空隙生成の３つの効果を考慮して動的
摩擦すべり過程の定式化をし、摩擦すべり過程を記述する方程式系は２つの無次元パラメ
ータ Su と Su’を使って記述できる。Su は非弾性な空隙生成の効果の典型的な大きさの熱源の典型的な大きさに対する比であり、Su’は流体の流れの効果の典型的な大きさの熱源の典型的な大きさに対する比である。これらの値により、地震性の高速すべりや非地震性の低速すべりなど多様なすべり過程が発生する(Suzuki and Yamashita, 2010)。たとえば、
Su と Su’の値がともに小さい時には通常の地震（高速破壊）が発生し、Su と Su’の値がともに大きい場合には、すべり速度が小さいゆっくりとした地震が発生することがわかった(Suzuki and Yamashita, 2009)。Su や Su’に空間的な不均一性が存在する場合、すべり
特性の不均一が現れる。以下では、Su や Su’の不均一性を導入してシミュレーションを行い、その結果から、アスペリティ破壊の連動性について議論することにする。
モデルとして１次元断層を考え、 x > 0 では Su と Su’が大きい領域 A、 x < 0 では Suと Su’が小さい領域 B が占めるとした。領域 A ではすべりに伴う空隙生成による流体圧低下（有効封圧上昇）の効果が大きいため、破壊伝播速度が弾性波速度よりも十分に小さく地震波を放射しない非地震性のすべりが発生することが期待され、領域 B では空隙生成が少なく間隙流体圧低下が小さいので、高速の地震性の断層滑りが発生すると予想される。
実際にシミュレーション結果では、自発的な破壊が領域 A 内の x  10dx から開始すると、
非地震性のすべりが低速で伝播し、それが領域 B 内に入ると、高速の滑りを誘発した（図３）。これは全体として単一の地震ととらえるべきであるが、その滑りの特徴から領域 B（ 図3b の赤い部分）はアスペリティであるとみなせるであろう。またこの振る舞いから、計算されたパラメータ範囲では高速断層滑りに対する前兆滑りの存在が示唆される。S u + を変化303

させてシミュレーションでは、それが大きいほど長くゆっくりとした前兆滑りが見られた。

図3

シミュレーション結果：(a) すべり速度。(b) すべりの時空間分布。

４) バネブロックモデルによる複雑な地震発生パターンの研究
２自由度または３自由度のバネブロックモデルを用いた数値シミュレーションにより、
複 雑 な 地 震 発 生 パ タ ー ン の 発 生 条 件 と そ の 統 計 的 性 質 に つ い て 調 べ た (Abe and Kato,
2013)。このモデルでは、一定速度 V pl で駆動するドライバーに弾性係数 k 0 の線形バネで繋がれた２個または３個の剛体ブロックが、線形バネで互いに結合されている（図４）。ブロ
ックと床の間の摩擦には状態と速度依存の摩擦構成則を適用した。ブロックの挙動は k 0 及
びブロックを結ぶバネ係数と臨界バネ係数 k c =( b - a ) F n / L との比で変化する（ a 、 b 、 L は摩擦パラメータ、 F n は法線応力）。

図 4：2 自由度バネ－ブロックモデルの概念図

バネ係数の比をモデルのコントロールパラメータとして組織的に変化させ、すべりパターンを調べ、すべり速度と周期性に着目して分類した。間欠的すべりイベントのうち、すべり速度のピークの値が log( V / V pl ) > ８のイベントを地震性すべりイベント、log( V / V pl )< ８のイベントを非地震性すべりと定義した。すべてのシミュレーションを 40,000 年以上行い、その中で周期性が認められなかった場合はカオス的挙動と判断した。モデルパラメ
ータの値の変化によるブロックの挙動の遷移をより詳しく理解するため、分岐図を作成した。図５は、２自由度モデルについて、結合バネの強さと、ブロック１の摩擦パラメータを固定し、ブロック２の摩擦パラメータを変化させたときの、すべりイベントの変位の振幅をプロットした分岐図である。ブロック２についての規格化されたバネ定数が ～ 0.50304で１周期振動から２周期振動へと倍周期分岐しており、その後もこの値が小さくなるにつれて倍周期分岐を繰り返してカオス的挙動へと遷移している。

図 5ブロック 1 で発生したすべりイベントの振幅に関する分岐図

このように、２自由度のモデルにおいても、複雑な地震サイクルを再現することができた。速度弱化摩擦則を適用した２自由度バネブロックモデルと比べ、カオス的挙動が現れたパラメータ領域は狭かったが、状態・速度依存摩擦則を適用することにより、非地震性
すべりイベントを含んだカオス的な地震サイクルが観測された。結合バネが強いほど連動破壊が発生しやすくなるが、同時に複雑なサイクルが現れやすくなり、単純な周期的地震
発生パターンは出現しにくくなる。２自由度モデルと３自由度モデルを比べると、３自由度モデルの方が複雑な地震サイクルになり、単純な周期性が現れにくくなる。３自由度モ
デルの場合には、異なるパターンの地震サイクルが交互に不規則に現れる場合があった。
５) Forest-fire（森林火災）モデルによる巨大地震発生の統計的性質に関する研究

複数の地震が連動して起こる地震のモデルとして forest-fire モデルを用いて系内で起こる大地震の頻度とその大偏差関数を数値的に求めた。断層を均一な多数のセグ
メントに分割する。それぞれのセグメントには応力が溜まっておらず地震の準備ができていない状態と、応力が溜まって地震の準備ができている状態の二つの状態があるとする。各セグメントで応力の溜まり方は不均一でランダムに割合 p で準備状態になる。また、割合 f で応力の溜まったセグメントから破壊が開始して隣接してつながっている応力の溜まったセグメントに破壊が進展して地震によりエネルギーが解放される。地震によりエネルギーが解放されたセグメントの数が起こった地震の規模に対応する。
二 次 元 の forest-fire モ デ ル で は 系 の サ イ ズ で 特 徴 づ け ら れ る 地 震 と し て
percolated 地震を考える(Newman and Turcotte, 2002)。percolated 地震は応力が解放されたセグメントのつらなったクラスターが上下両方もしくは左右両方の端に達している地震を指し、一次元におけるシステムサイズ地震を含むものとなっている。我々は、この percolated 地震が起こるときに“余震”が起こるモデルも考え、比較を行っ305た。
“余震“とは percolated 地震が起こった時に percolated 地震以外に残っている応
力を解放するものであり、これも大塚の碁石モデルにおける余震の定義と類似している。通常のモデルを MN とし、“余震“が起こるモデルを MR とする。これらのモデルでの系内の応力の溜まった数の時間変化を示したのが図６である。横軸は時間であり、セグメントが準備状態になる平均的な時間を１とした単位になっている。以下ではF=fL 2 を用いる。F=100 の場合は小 さな地震が多く起きて大地震は他と比べて少ない。F=10の場合は percolated 地震が周期的に起こっているように見える。F=１の場合は小さな地震が少なく、ほぼ全てのセグメントから応力が解放されるような地震が起こる。このようにして得られた時系列データから percolated 地震間の時間を計り、その時間間隔でスケールして percolated 地震の起こった時刻を１、直前の percolated 地震の起こった時刻を 0 として、(0,1)区間に起こった他の地震の規模別地震数分布の時間変化をサンプル平均から求めたのが図７である。F=100 の場合は MN、MR ともにほぼ変化がないが、F=10,1 の場合はｂ値の減少がはっきりとみられることがわかった。
大地震の起こり方は、地震発生の割合 f と破壊開始点の分布に大きく依存し、ほぼランダムに起こる場合や周期的に起こる場合が存在することがわかった。また、大地震である
percolated 地震の間の他の地震の規模別地震数分布の時間的変化を調べると、大地震に近づくにつれて b 値が減少していく傾向がはっきりとみられる場合があることがわかった。b値の減少は岩石実験や実際の地震に関しても報告されている現象である(Meredith et al.,
1990; Smith, 1986)。我々が今回用いたのはランダムな過程を元にしたモデルであり、そもそも正確な予測は難しいにもかかわらず、大地震の予兆とも見られる過程が発見できた点は重要である。
4000

2000

1000

1000

4000

0

0

5

10

15

20

25

30

35

40

50

F=10

(b)

3000

45

4000

2000

1000

1000
0

5

10

15

20

25

30

35

(c)

40 45
F=1

50

4000

3000

3000

2000

2000

1000

1000

0

0

0

5

10

15

20 25
Time

30

35

40

45

0

50

5

10

15

20

25

30

35

40

0

5

10

15

20

25

30

35

50

40

45

50

F=1

(c)

0

45
F=10

(b)

3000

2000

0
0
4000

F=100
MN L=64(a) Number of loaded sites

3000

MR L=64

2000

0

図６

4000

F=100

(a) Number of loaded sites

3000

5

10

15

20 25
Time

30

35

40

45

50

応力の溜まったセグメントの数の時間変化。一辺の大きさが L=64 の場合。左図がMR で右図が MN。右図の(a)では矢印が percolated 地震を示す。

306

図７

L=64 のときの大地震間の小さな地震の規模別地震数分布の時間変化。赤→緑→青→

桃の順に時間変化している。
(c) 結論ならびに今後の課題
プレート境界の地震発生サイクルシミュレーションモデル開発では、GPS データからすべり遅れ速度分布を推定し、さらにこれに基づき初期応力分布を計算することにより、もっともらしい初期条件から動的破壊過程のシミュレーションが可能になった。仮定する破壊開始点の位置により、破壊が連動破壊タイプになったり、単独破壊タイプになったりすることが明らかになり、発生する地震の性質は、静的な条件だけでは決まらず、動的な条件が重要であることが明らかになった。このシミュレーションでは、プレート境界面上の摩擦パラメータは適当に仮定したものである。破壊開始点の破壊エネルギー推定の試みはなされたが、今後、観測データに基づき摩擦パラメータ分布を推定することは重要である。
摩擦パラメータ分布の推定に有効そうなことは、準静的過程も含めた地震サイクル全体のシミュレーションを行い、様々な観測データに合うようにパラメータを決めることである。
そのためにも、現実的なモデルや条件を用いて、動的破壊を含めた全サイクルの数値シミュレーションを行うことは重要である。
間隙水圧の変化や損傷の生成を考慮した断層破壊モデルについては、これらが破壊の連動・非連動に影響することは明らかになった。しかし、これらが現実の地震で、どのくらい重要な役割を果たしているかは明瞭ではない。観測事実に基づいて、間隙水圧の変化や損傷の生成の影響と、その他の破壊・摩擦特性の不均一性の影響とを分離することが必要である。
多自由度バネブロックモデルや forest-fire モデルに関しては、簡単なモデルによって複雑な地震発生パターンを再現でき、現実に見られる複雑な地震サイクルを理解するには役に立つと考えられる。しかし、極度に単純化したモデルであるために、破壊や摩擦パラ
メータのような現実の物性値とモデルパラメータの間の関係が明らかでないなど、観測データの定量的理解には厳密には適用が難しい場合があるだろう。膨大な計算が必要な場合や定性的な理解にはこの種の簡単なモデルを利用し、現実と詳細な比較が必要な場合は現実的な連続体モデルを用いるなど、目的によってモデルを使い分ける必要があるだろう。
307

(d) 引用文献
1) Hashimoto, C., A. Noda, T. Sagiya, et al., Interplate seismogenic zones along
the Kuril-Japan trench inferred from GPS data inversion, Nature Geoscience, 2,
141-144, 2009.
2) Hok, S. E. Fukuyama, and C. Hashimoto, Dynamic rupture scenarios of anticipatedNankai-Tonankai earthquakes, southwest Japan, J. Geophys. Res., 116, B12319, doi:
10.1029/2011JB008492, 2011.
3) Tinti, E., P. Spudich, and M. Cocco M., Earthquake fracture energy inferred fromkinematic rupture models on extended faults, J. Geophys. Res., 110, B12303,
doi:10.1029/2005JB003644, 2005.
4) Rice, J. R., Heating and weakening of faults during earthquake slip, J. Geophys.
Res., 111, B05311, doi:10.1029/2005JB004006, 2006.
5) Andrews, D. J., Rupture dynamics with energy loss outside the slip zone, J. Geophys.
Res., 110, B01307, doi:10.1029/2004JB0031912005.
6) Kato, N., and S. Yoshida, A shallow strong patch model for the 2011 great Tohoku-oki
earthquake:A

numerical

simulation,

Geophys.

Res.

Lett.,

38,

L00G04,

doi:10.1029/2011GL048565, 2011.
7) Suzuki, T. and T. Yamashita, Nondimensional control parameters governing the
behavior of one-dimensional fault slip: effects of shear heating, inelastic porecreation, and fluid flow, J. Geophys. Res., 115, B02303, doi:10.1029/2009JB006557,
20108) Suzuki, T. and T. Yamashita, Dynamic modeling of slow earthquakes based onthermoporoelastic effects and inelastic generation of pores, J. Geophys. Res., 114,
B00A04, doi:10.1029/2008JB006042, 2009
9)

Abe,

Y.,

and

N.

Kato,

Complexearthquake

cycle

simulations

using

a

two-degree-of-freedom spring-block model with a rate- and state-friction law, Pure
Appl. Geophys., 170, 745-765.
10) Newman, W. I., and D. L. Turcotte, A simple model for the earthquake cycle
combining self-organized complexity with critical point behavior, Nonlin. Proc.
Geophys., 9, 453-461, 2002.
11) Meredith P. G., I. G. Main, C. Jones, Temporal variations in seismicity during
quasi-static and dynamic rock failure, Tectonophysics, 175, 249-268, 1990
12) Smith, W. D., Evidence for precursory changes in the frequency-magnitude b-value,
Geophys. J. R. astr. Soc., 86, 815-838, 1986.

308

3.10 サブプロジェクト 2-5
地震発生サイクル多様性のメカニズム解明
担当：独立行政法人海洋研究開発機構

309

(１) 業務の内容(a) 業務題目
地震発生サイクル多様性のメカニズム解明(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

独立行政法人海洋研究開発機構

サブリーダー

堀高峰

独立行政法人海洋研究開発機構

特任技術研究副主任

中田令子

独立行政法人海洋研究開発機構

特任研究員

兵藤

守

独立行政法人海洋研究開発機構

プログラムディレクター

阪口秀

独立行政法人海洋研究開発機構

招聘技術研究主任

宮崎真一

独立行政法人海洋研究開発機構

研究員

高橋

努

独立行政法人海洋研究開発機構

技術研究副主任

有吉

慶介

九州大学大学院大学院工学研究院

准教授

山口

哲生

（平成 23 年３月まで東京大学大学院）（助教）

建築研究所国際地震工学センター

上席研究員

芝崎

文一郎

気象研究所地震火山研究部

室長

前田

憲二

気象研究所地震火山研究部

研究官

弘瀬

冬樹

Hungarian Academy of Sciences

Postdoctoral

光井

能麻

安藤

亮輔

（平成 21 年４月より）

Fellow（平成 21 年３月まで海洋研究開発機構）（平成 24 年 11 月まで名古屋大学大学院）(技術研究副主任)

産業総合研究所活断層・地震研究センター(研究員)（平成 21 年４月より）研究員
Yoshihiro

GNS Science（ 平 成 22 年 ４ 月 よ り

当 初 は Scripps

Research Staff

Kaneko(Postdoctoral Fellow）

Institution of Oceanography 所属）(c) 業務の目的

南海トラフで発生する巨大地震は、セグメント同士が連動破壊するかしないかを含めて、地震発生のサイクルごとに異なった振る舞いをしてきた。このため、巨大地震発生サイクルの数値シミュレーション及びゲルやガラス等のアナログ物質を用いた実験研究を行い、連動性を評価するための必要条件である、サイクルごとの多様性のメカニズムを解明する。
(d) ５ヵ年の年次実施業務の要約
１) 平成 20 年度：
複数アスペリティの連動•非連動や再来間隔が倍半分で大きく変化するなどの地震発生
310

サイクルごとに異なる振る舞いを、岩石実験にもとづく摩擦則を導入した地震発生サイク
ルシミュレーションで実現するため、スケールに依存した摩擦特性を取り入れたシミュレーションを行った。その結果、平面プレート境界モデルで再来間隔が倍半分で大きく変化
したり、アスペリティの近辺でスロースリップイベントが発生したりすることを示した。
特に再来間隔は規模に依存して変化しており、物理的に問題のあった従来の「時間予測モデル」に変わる新しいモデルを見いだした。また３次元プレート境界形状を考慮したモデ
ルで、再来間隔が大きく変化しうることを確認した。粘着性を有し、かつ弾性率が極めて小さいゲルシートを用いたすべり摩擦現象においては、固着－すべりに時空間的な構造が現れるなど、プレート境界での固着—すべりの時空間変化に類似した特性を示す。今年度は装置の大規模化を行うとともに、面の画像解析にもとづいた固着—はがれ状態の定量化に成功した。
２) 平成 21 年度：
南海トラフの地震発生サイクルモデルにおいて、東海～日向灘まで領域を拡張し、プレート三次元形状を考慮したモデルを構築し、過去の地震発生間隔変化を定性的に再現することができた。また、スケール依存摩擦特性の有効性を、釜石沖地震で示すとともに、ス
ロー地震群のうちで、深部低周波微動や低周波地震の動的破壊伝播のモデルを構築した。
ゲルを用いた固着はがれの時空間変化を調べるアナログ実験では、規模別頻度分布のローディング速度依存性の実験結果を説明する理論を提案するとともに、ゆっくりすべりのス
ケーリングを再現した。また、不均質な模擬断層ガウジのせん断強度特性を調べた。
３) 平成 22 年度：
３次元プレート境界形状を考慮したモデルを用いてシミュレーションを実施し、東南海
地震と南海地震が同時発生しない場合の発生間隔が、摩擦特性や初期値に依存してどのよ
うに変化するかを調べるとともに、地殻変動データからの摩擦特性や初期値の推定可能性を示した。また、スロースリップイベントの発生を定量的に再現するとともに、スロース
リップイベント及びスロー地震群のモデル化をさらに進め、大地震発生前にスロー地震群の活動度が浅部で高まることなどが解った。またアナログ実験については、スロー地震群と普通の地震のスケーリングの違いや規模別頻度分布が G-R 則に従うメカニズムを調べるとともに、粒状体の数値実験や粉砕砂の室内実験を通して、破壊前の応力場や断層ガウジのせん断特性を調べ、破壊前に応力場の均質化が進むことなどが解った。
４) 平成 23 年度：
３次元プレート境界形状を考慮したモデルで、地震発生サイクル毎の多様性、特に震源域の広がりの変化や津波地震発生のメカニズムを明らかにすることを目的として、地震発
生帯浅部・深部延長で大きな破壊エネルギーを与え、南海トラフの地震発生サイクルシミュレーションを行った。その結果、数百年に一度トラフ軸まですべる M９クラスが繰り返し、その際の津波が宝永の場合と同様に広域に及ぶことが明らかとなった。また、日向灘での地震発生サイクルの結果生じると期待される海底や陸上での地殻変動の時空間変化を311

評価した。さらに、スロースリップイベント及びスロー地震群のモデル化をさらに進めた
結果、スロースリップと余効すべりの共存などが再現された。またアナログ実験については、スロー地震群と普通の地震のスケーリングの違いや規模別頻度分布が G-R 則に従うメ
カニズムを明らかにする実験結果を論文にまとめた。
５) 平成 24 年度：
３次元プレート境界形状を考慮し、スロースリップイベントと余効すべりの共存や南海
地震・日向灘地震との相互作用を取り込んだモデルを構築し、地震発生サイクル毎の浅部や深部、西側への破壊の進展の有無を評価した。また、浅部や深部延長への破壊の有無と、その結果生じると期待される海底や陸上での地殻変動の時空間変化、それによる津波計算を行った。さらに、スロー地震群を取り込んだモデルにもとづいて、スロー地震群の活動度と固着状態の関係について仮説を提案した。アナログ実験については、スロー地震群と普通の地震のスケーリングの違いや浅部大すべりが発生するメカニズムを明らかにした。
各内容について分担者が、地球惑星科学連合大会・地震学会・AOGS 等の学会で、今までに得 た 研 究 成 果 の 発 表 を し 、 新 た な 専 門 的 知 見 を 得 た 。 さ ら に 、 こ う し た 成 果 が GJI 、
Tectonophysics、EPS に受理され、論文発表した。
(２) 平成 20～24 年度の成果(c) 業務の要約
南海トラフで発生する巨大地震が、サイクルごとに多様性を示すメカニズムを解明する
ため、ゆっくり地震を含む地震の発生サイクルの数値シミュレーション、及びゲル等のアナログ物質を用いた実験研究を行った。まず、地震発生間隔ならびに規模変化の多様性については、数サイクルに一度、普段のサイクルよりも大きい地震や津波が生じることを再現するメカニズムに対する仮説を提案し、釜石沖地震・東北地方太平洋沖地震に対してそれらが有効であることを示すとともに、南海トラフ巨大地震で、津波堆積物調査や掘削等の知見と調和的なシナリオをシミュレーションで実現した。さらに、東南海・南海地震の発生間隔が余効すべりの起こり方の違いに現れることを利用した発生間隔の逐次推定手法を開発するとともに、東北地方太平洋沖地震を想定できなかった教訓から事前に多様なシナリオを考えることの重要性を踏まえ、多数シナリオを事前に用意して実データと比較す
る逐次データ同化手法を用いた地震発生予測システムのプロトタイプを構築した。また、
南海トラフで発生する様々なゆっくり地震の振る舞いを、対象領域を限定したシミュレー
ションで定性的に再現するとともに、大地震発生との関係についての仮説を提案した。そして、自発的に様々な規模のすべりが起こる、ゲルのアナログ実験により、ゆっくり地震
群と普通の地震のスケーリングの違いや浅部での大すべりが発生するメカニズムに、境界面の物性だけではなく、媒質の物性が影響する新たな仮説を提案した。

312

(d) 業務の成果
1) 地震発生間隔ならびに規模変化の多様性
南海トラフでは、繰り返し M８クラスの地震が発生してきたものの、その発生間隔や規模、発生様式は毎回異なっていたことが知られている（Ishibashi, 2004,図１）。さらに、
その発生間隔はランダムに変化するのではなく、規模に依存して変化する傾向が見られる（Shimazaki and Nakata, 1980）。その変化の傾向は、地震発生サイクルを断層面の固着・すべりの時空間分布としてモデル化し、岩石実験にもとづく摩擦法則を仮定して、すべりによる剪断応力と強度の変化にともなうすべりの時空間変化を計算する手法を用い（Rice,
1993 など）、摩擦特性の不均質として構造探査などから得られる不均質性を考慮すること
で、定性的には再現されていた（Kodaira et al., 2006; Hori 2006）。しかし、再来間隔が大きく変化することなど、定量的な再現には至っていなかった。さらに、その再来間隔と規模の変化のメカニズムは、セグメント境界にバリアが存在することが鍵になっていたが、地震の規模に依存した発生間隔の変化は、同様なメカニズムが考えにくい地域でも見られ（図２）、他のメカニズムも検討する必要がある。

図１歴史資料から推定された南海トラフでの図２規模に応じた再来間隔の大きな変化

巨大地震の繰り返し様式（Ishibashi, 2004）。

（Hori et al., 2009）。(a)南海トラフ、(b)チリ南部、(c)十勝沖。

そこで本研究では、規模に依存した発生間隔の大きな変化を実現するため、スケールに依存した摩擦特性をもつとの仮説を導入した（Hori et al., 2009, 図３）。この考え方は、
313

松浦らによってすでに提案されていたもので、具体的には前震のモデル（Matsu’ura et al.,1992）や階層的な構造を持つ破壊伝播のモデル（Ide and Aochi, 2005）と類似のものであるが、それを地震発生サイクルに適用したものである。地震発生サイクルに適用することで重要になるのは、大きな nucleation size をもった領域での地震の繰り返しの間に、固着のはがれが生じ、内部の小さい nucleation size の領域での応力蓄積率を増加させることにある。このため概念的に図４に示すように、大きな地震の直後は応力蓄積率が低く、大きな地震の interseismic period の後ろの方では応力蓄積率が高いことになり、規模が大きいほど再来間隔が長い傾向を、Shimazaki and Nakata (1980)の Time predictable modelとは異なるメカニズムで再現することができる（Hori et al., 2009）。
実際このモデルを地震発生サイクルシミュレーションに適用した例を以下に示す。３次
元均質半無限弾性体中の平面断層上に、図４のような単純な摩擦特性の分布を仮定した。
その結果、規模に依存した発生間隔の大きな変化がロバストに発生することが確認できた（図５、６）。また余効すべりなどのゆっくりすべりをあるサイクルで起こした場所が、別

図３スケールに依存した摩擦特性。

図４(a)規模に依存して再来間隔が変化

L はすべり速度・状態依存則におけるする場合のすべりの積算図。(b)島崎ら

特徴的すべり量で、地震時のすべりによる Time predictable model。(c)弱化距離にほぼ比例する。

応力蓄積率が変化することで同じ現象を説明可能。

314

(a )M w = 8 .9(b )M w = 8 .1(c)Slip [m ]M w = 8 .1

図５地震時のすべり量分布とモーメント

図６すべり速度の時空間変化。(a) Mw8.9

マグニチュード（Mw）

地震直後(b)Mw8.1 右地震直前(c)余効すべり(d)Mw8.1 左地震直前(e) 地震後(f)次の Mw
8.9 前の震源域内でのゆっくりすべりのサイクルでは地震性すべりを起こすなど、すべりの様式がサイクル毎に異なる場合があることもわかった（Hori et al., 2009）。
同様なモデルを、釜石沖の M～５の地震の繰り返しと、その震源域内で発生する M３クラスの地震の共存にも適用した（図７）。その結果、規模や発生間隔の変化だけはなく、サイスミックカップリングも整合することができた（Hori and Miyazaki, 2010）。さらに、図５と類似で、ただし規模の小さい側の地震が M７クラスになる場合のモデルのシミュレー
ションを行った（図８）。この振る舞いは 2011 年東北地方太平洋沖地震と様々な共通点を持つと言える（Hori and Miyazaki, 2011）。

315

図 ７ (a)特 徴 的 す べ り 量 の 分 布 。 (b)定 常 す べ り 時 の 速 度 依 存 性 の 分 布 。 (c)Mw3.4 地 震 の す べ り 分 布 。
(d)Mw4.9 地震のすべり分布。

図８すべりの時空間変化。Mw9.0 の地震が繰り返す間に、M７クラスの地震が繰り返す。

さらに、南海トラフ巨大地震で、津波堆積物調査や掘削等の知見と調和的なシナリオをシミュレーションで実現した（図９：Hyodo and Hori, 2013）。

316

図９プレート境界でのすべりの時空間変化。地震性すべり（１cm/s 以上）を黒線の枠で囲んでいる。

317

2) データ同化による逐次予測
南海トラフでは紀伊半島の東側で巨大地震がまず発生し、同時～数年で西側でも発生してきた。この紀伊半島の東西での破壊の時間遅れがどの程度になるかによって、地震後の対応の仕方が大きく異なってしまう。このため、同時発生しない場合について、東西の地震発生間隔が摩擦特性や初期値によってどのように変わるのか、またその違いを観測デー
タからとらえることで、発生間隔をあらかじめ予測することができるのかを検討する必要がある。そこで本研究では、東西の震源域の境界での摩擦パラメータ値を変化させて、東側の地震（以下「東南海地震」）後から西側の地震（「南海地震」）までの間についてプレー
ト境界でのすべりの計算を行うとともに、その結果にもとづいて地表の地殻変動を計算した。さらに、その結果にノイズを加えることで、先行した東南海地震後に逐次観測データが得られる状況を模擬し、そのデータを様々なパラメータや初期値での計算結果と比較することで、南海地震の発生までの時間を推定する実験を行った（Hori et al., 2011）。

図 10 東南海地震直後のすべり速度分布と海底図 11 図 10 の B における地殻変動計算結果例

地殻変動の観測点分布。A と B は図同化実験に使った観測点の位置。

図 12 潮汐による変化を取り除いた海底ケーブル観測データ

図 13

図 12 をノイズとして加えた模擬データの例。

(左)5.1 日後(右)249.8 日後に南海地震が起きる場合。

図 10 に示したような震源域の真上に存在する海底ケーブル観測点（青と緑は構築中、赤は稼働中）で観測されると期待される地殻変動の例を図 11 に示す。これは、同じ摩擦パラ
メータでも応力や強度の初期値に応じて、南海地震までの発生間隔が異なることを示して318

いる。さらに重要なことは、発生間隔の違いに対応して、地殻変動の起こり方が、東南海地震直後から異なっていることである。東南海地震直後の観測データがリアルタイムに入手できれば、南海地震までの発生間隔を推定できる可能性を示唆している。
そこで、図 12 に示した海底ケーブルでの実際の観測データをノイズとして加えて図 13のような模擬データを作り、これと様々なパラメータと初期値の組み合わせ（それぞれを
以下では「モデル」と呼ぶ）のシミュレーション結果との残差を計算した。そして、その残差からモデルごとの尤度（データとの合い具合）を求め、下記のように南海地震までの発生間隔を推定した。

その結果図 14 に示したように、５時間毎の模擬データに対して、逐次発生間隔と標準偏差が推定される様子が得られた。各色は、模擬データを作る際の真のモデルにおける発生間隔が異なる場合を示している。東南海地震後３日程度で直後に起こる場合が分離でき、その後も次の地震が起こる前に、ある程度発生間隔が推定できていることがわかる。ただし、発生間隔が長い場合の推定が困難であることがわかる。これは図 12 のようにノイズに数十日程度の揺らぎがあるためと考えられる。こうしたノイズは海水温度変化等によるものであり、近傍の観測点同士の差をデータすることで軽減できることがその後の短期間の複数観測点データの解析から示されている。なお、ノイズを加えない場合には、すべて真のモデルに収束することは確認している。

図 14 発生間隔の推定結果。右は 20 日以内、左はその後 100 日以内の結果。

さらに、東北地方太平洋沖地震の発生を受けて、事前に多様なシナリオを考えることの重要性が浮き彫りとなった。そこで、多数シナリオを事前に用意するという上記の逐次同化手法を応用して、多数シナリオを実データと比較してシナリオごとの重みづけを行うという地震発生予測システムのプロトタイプを構築した（堀・他, 2013）。

319

3) 様々なゆっくり地震の振る舞いのモデル化
巨大地震発生域の深部延長や浅部延長では、普通の地震よりも長い時間スケールで発生し、スケーリング則も異なる「ゆっくり地震」が発生することが知られている（Ide et al.,2007）。ゆっくり地震の起こり方は、サイクル毎の巨大地震発生様式の違いや、１つのサイ
クル内での巨大地震発生域内の応力状態などを反映すると考えられるため、その振る舞いを再現できるモデル化を進めた。
まず、地震発生サイクルシミュレーションでの深部のゆっくり地震のモデル化により、
図 15 に示すようにそのスケーリング則を定量的に満たす現象を再現した（Ariyoshi et al.,2012）。さらに、浅部を対象としたモデル化も行った。暫定的な結果として、巨大地震の発生サイクルの途中までは、スローイベントのトラフ軸に沿った移動等の活発な活動が見られず、巨大地震発生が近づいた場合にのみ移動現象が見えて来ることが示された。なお現在の実際の南海トラフでは、深部で活発な移動現象が見られているものの、浅部では移動現象が見られていない。

図 15 地震発生サイクルシミュレーション結果（Ariyoshi, et al., 2012）を Ide et al. (2007) のスケーリング則と比較した結果。SA がシミュレーション内でのゆっくり地震。

一方、ゆっくり地震の中でも、規模が小さく時間スケールの短い低周波微動や超低周波地震については、粘性的なバックグラウンドの中に、地震のような高速滑りを起こすパッ
チが細かく分布しているというモデル（Ando et al., 2010, 図 16）を提案し、破壊伝播
シミュレーションの手法を用いて計算した結果、低周波微動の特徴（伝播速度の桁違いの異方性、1/f スペクトル、拡散的な微動の広がり等）を再現できることを示した（Ando etal., 2010; Nakata et al., 2011）。

320

図 16 低周波微動や超低周波地震の概念モデル（Ando et al., 2010）

さらに、数ヶ月～年オーダーで発生する長期的スロースリップイベントは、対象領域を限定した地震発生サイクルのシミュレーションを、主に南海トラフの巨大地震の西端延長を検討するための準備として行った。日向灘では、1662 年に M７後半の地震が起きているが、それ以降は M７前後の地震が数十年に一度発生してきたとされる。その最後の地震にあたる 1996 年の地震では、余効すべりが本震のすべり域よりも有意に広い範囲で発生するとともに、2004 年以降はそこで繰り返しスロースリップイベントが発生してきた（図 17）。
こうした振る舞いを定性的にシミュレーションで再現することに成功した（Nakata et al.,2012、図 18）。

図 17 日向灘での過去の地震（破線）ならびに図 18 赤線の場所では余効すべりが他から伝播

余効すべり（実線）の分布図。余効すべり領域

した後にゆっくりしたすべりが加速したり、自発内でスロースリップイベントが発生している。

的にスロースリップイベントが起きたりする。

321最後に、ゲルのアナログ実験（図 19）により、ゆっくり地震群と普通の地震のスケーリ
ングの違いや浅部での大すべりが発生するメカニズムに、境界面の物性だけではなく、媒質の物性が影響する新たな仮説を提案した（Yamaguchi et al., 2011）。高分子ゲルのような、やわらかくて粘着性をもった物質を硬い基板上で滑らせると、時空間的に不均一なス
ティック-スリップ運動がしばしば発生し、実験室レベルの小さなスケールにおいても G-R
則に従うような複雑な振る舞いを再現することができる。本研究では、ゲルの粘弾性をコントロールすることにより、地震波を伴う高速すべりだけでなく、ゆっくりすべりなど、多様なすべり現象を再現することができた。
粘性の異なる２つのシリコーンゲルのうち、粘性の大きなゲルではゆっくりすべり、粘性の小さなゲルでは音波(地震波)を伴う高速すべりを起こすことが分かった。PIV 法によってイベントサイズ(M0:地震モーメント)と持続時間を解析したところ、粘性の大きなゲル
では、等方的に広がるスリップパルスの挙動が観測されるとともに、M0～Tˆ(1/2) の関係を示すことが分かった。また、粘性の低いゲルでは、すべりが試料端に達すると急激に加速することが確認されるとともに、応力場の可視化によって、巨大なすべりの前駆段階として 中小規模のすべりが存在し、特徴的な応力パターンが形成されることを確認した（図20）。

図 19 実験装置の概念図。

図 20 地震発生サイクル中の力の時間変化ならびに応力場の空間パターン。

(c) 結論ならびに今後の課題
本研究により、ゆっくり地震の発生様式を含む、地震発生サイクル毎の多様性の理解が進展するとともに、その多様性を考慮に入れて将来の地震の起こり方の予測に結びつける
道筋を示すことができた。これは、東北地方太平洋沖地震の発生とそれによる東日本大震
災の大きな犠牲から学んだ教訓を活かした結果の一つと言える。
地震発生間隔ならびに規模変化の多様性については、数サイクルに一度、普段のサイク
ルよりも大きい地震や津波が生じることを再現するメカニズムに対する仮説を提案し、釜石沖地震・東北地方太平洋沖地震に対してそれらが有効であることを示すとともに、南海
トラフ巨大地震で、津波堆積物調査や掘削等の知見と調和的なシナリオをシミュレーショ
ンで実現した。今後は、このシナリオによって生じる観測可能な量（地殻変動、津波遡上など）を定量化し、それを過去の地震のデータ（近代観測データだけでなく、津波堆積物
322

や海岸隆起痕跡など地質学的なものを含む）と照らし合わせて、シナリオの妥当性を検証するとともに、数百年に一度の大きめの地震の震源像や津波発生様式をより明らかにする必要がある。さらに、東南海・南海地震の発生間隔が余効すべりの起こり方の違いに現れることを利用した発生間隔の逐次推定手法を開発し、その発展として、実データの逐次データ同化による地震発生予測システムのプロトタイプを構築した。今後は、予測システムのプロトタイプを稼働させて予測の試行を行うため、地震発生や発生前の多様なシナリオ
をシミュレーションにもとづいて具体化し、今後どのような地殻変動や地震活動が生じることが期待されるかを予測するとともに、南海トラフだけではなく東北地方太平洋沖地震
前の振る舞いをはじめ、過去のデータに適用することでシステムの妥当性を確認する必要がある。
また、南海トラフで発生する様々なゆっくり地震については、対象領域を限定したシミュレーションでその振る舞いを定性的に再現するとともに、大地震発生との関係についての仮説を提案した。今後は、南海トラフ全域の地震発生サイクルシミュレーションにこれらの知見を統合したシミュレーションを行い、上記のような地震発生ならびに発生前の多様なシナリオ検討に取り入れる必要がある。
そして、自発的に様々な規模のすべりが起こるゲルのアナログ実験により、ゆっくり地
震群と普通の地震のスケーリングの違いや浅部での大すべりが発生するメカニズムに、境界面の物性だけではなく、媒質の物性が影響する新たな仮説を提案した。今後はこの仮説にもとづいた数理モデルを構築し、数値シミュレーションを実現することで、地殻スケー
ルに適用する手法を開発していく必要がある。

(d) 引 用 文 献1) Ando, R., R. Nakata, and T. Hori, A slip pulse model with fault het- erogeneity
for low‐frequency earthquakes and tremor along plate interfaces, Geophys. Res.
Lett., 37, L10310, doi:10.1029/ 2010GL043056, 2010.
2) Ariyoshi, K., T. Matsuzawa, J.P. Ampuero, R. Nakata, T. Hori, Y. Kaneda, R.
Hino, A. Hasegawa, Migration process of very low-frequency events based on achain-reaction model and its application to the detection of preseismic slipformegathrustearthquakes,

Earth

Planet.

Space,

64,

693-702,

doi:10.5047/eps.2010.09.003, 2012.
3) Hori, T., Mechanisms of separation of rupture area and variation in timeinterval and size of great earthquakes along the Nankai Trough, southwest Japan,
J. Earth Simulator, 5, 8-19, 2006.
4) Hori, T., M. Hyodo and S. Miyazaki, Numerical experiment of sequential data
assimilation for crustal deformation between Tonankai and Nankai earthquakes,
Proceedings of International Symposium on Disaster Simulation and Structural
Safety in the Next Generation 2011, 175-178, 2011.
5) Hori,T.,

S.

Miyazaki,

Hierarchicalasperity

model

for

multiscalecharacteristic earthquakes: a numerical study for the off-Kamaishi earthquake323

sequence in the NE Japan subduction zone, Geophys. Res. Lett., 37, L10304,
doi:10.1029/2010GL042669, 2010.
6) Hori, T. and S. Miyazaki, A possible mechanism of M 9 earthquake generation
cycles in the area of repeating M 7∼8 earthquakes surrounded by aseismic sliding,
Earth Planets Space, 63, 773–777, 2011.
7) 堀高峰, 宮崎真一, 兵藤守, 中田令子, 金田義行, プレート境界すべりのアンサン
ブル予測にもとづく プレート境界地震発生予測システムの構築, 第 62 回理論応用
力学講演会講演論文集, OS14-03, 2013.
8) Hori, T., S. Miyazaki, N. Mitsui, A model of earthquake generation cycle withscale-dependent frictional property - preliminary results and research plan
for a project of evaluation for coming Tokai, Tonankai, and Nankai earthquakes,
J. Disaster Res., 4, 111-117, 2009.
9) Hyodo, M. and T. Hori, Re-examination of possible great interplate earthquake
scenarios in the Nankai Trough, southwest Japan, based on recent findings andnumerical simulations, 201310) Ide, S. and H. Aochi, Earthquakes as multiscale dynamic ruptures withheterogeneous fracture surface energy, J. Geophys. Res., 110, B11303,
doi:10.1029/2004JB003591, 2005.
11) Ide, S., G. C. Beroza, D. R. Shelly, and T. Uchide, A new scaling law for slow
earthquakes, Nature, 447, 76–79, doi:10.1038/nature05780, 2007.
12) Ishibashi, K., Status of historical seismology in Japan, Ann. Geophys., 47,
339-368, 2004.
13) Kodaira, S., T. Hori, A. Ito, S. Miura, G. Fujie, J.-O. Park, T. Baba, H.
Sakaguchi, and Y. Kaneda, A cause of rupture segmentation and synchronizationin the Nankai trough revealed by seismic imaging and numerical simulation, J.
Geophys. Res., 111, B09301, doi:10.1029/2005JB004030, 2006.
14) Matsu’ura, M., H. Kataoka, and B. Shibazaki, Slip-dependent friction law andnucleation processes in earthquake rupture, Tectonophysics, 211, 135–148,
1992.
15) Nakata, R., M. Hyodo, T. Hori, Numerical simulation of afterslips and slow slip
events that occurred in the same area in Hyuga-nada of southwest Japan, Geophys.
J. Int., doi: 10.1111/j.1365-246X.2012.05552.x, 2011.
16) Rice, J. R., Spatio-temporal Complexity of Slip on a Fault, J. Geophys. Res.,98, 9885–9907, doi:10.1029/93JB00191,1993.
17) Shimazaki, K. and T. Nakata, Time-predictable recurrence model for large
earthquakes, Geophys. Res. Lett., 7, 279-282, 1980.
18) Yamaguchi, T., M. Morishita, M. Doi, T. Hori, H. Sakaguchi, and J.-P. Ampuero,
Gutenberg-Richter’s law in sliding friction of gels, J. Geophys. Res., 116,
B12306, doi:10.1029/2011JB008415, 2011.
324

４．活動報告4．1．会議録
平成 20 年度
「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」第１回運営委員会
１.日時:平成20年７月４日(金) 14:00～17:00
２.場所:海洋研究開発機構東京事務所
３.議事:議題１

運営委員会について

議題２ 研究計画について
議題３ 研究推進委員会の設置について
議題４ その他「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」第１回合同研究推進委員会
１.日時:平成20年７月11日(金) 10:30～17:20
２.場所:海洋研究開発機構東京事務所
３.議事:議題１ 研究推進委員会について
議題２ 研究計画について
議題３ その他「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」第２回合同研究推進委員会
１.日時:平成21年３月26日(木)9:30～14:30
２.場所:海洋研究開発機構横浜研究所
３.議事:議題１ 次年度予算について
議題２ 本年度の研究成果および次年度の研究計画について
議題３ 総合討議
議題４ その他「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」第２回運営委員会
１.日時:平成21年３月26日(木) 15:00～17:30
２.場所:海洋研究開発機構横浜研究所
３.議事:議題１ 次年度予算について
議題２ 本年度の研究成果および次年度の研究計画について
議題３ 総合討議
議題４ その他
平成 21 年度
「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究 」 平成21年度第１回合同研究推進委員会
１.日時:平成21年10月14日(水)10：00～17：00
２.場所:海洋研究開発機構

東京事務所

３.議事:議題１ プロジェクトの概要と今回の委員会について
議題２ 各課題の進捗報告および質疑応答
325

議題３ その他「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」平成21年度第１回合同研究推進委員会
１.日時:平成21年11月９日(月)14：00～17：00
２.場所:海洋研究開発機構東京事務所
３.議事:議題１ プロジェクトの概要と今回の委員会について
議題２ サブプロジェクト１および２の報告および質疑応答
議題３ その他「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」平成 21 年度第 ２ 回運営および研究推進合同委員会
１.日時:平成21年３月12日(金)２.場所:高知会館

９：30～17：10

飛鳥の間( 高知県高知市本町5-6-42)

２.議事:議題 １ 高知県副知事ほか挨拶
議題２ 本年度の研究成果および次年度の研究計画について
議題 ３ 総合討議
議題 ４ その他
平成 22 年度
東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」中間報告会～次の地震はどうなるのか、最新の研究と防災への活用～
１．日時：平成 22 年９月 16 日（木）12：00-18：00

２．場所：中電ホール（名古屋市東区東新町）
プログラム：
ポスターセッション、展示
パネルディスカッション「南海トラフ巨大地震震源域の新知見－何が明らかになり、今後何を明らかにするのか？－」「20 年後に向けた予測精度向上のロードマップ－予測研究の現状と展望－」「今後の防災課題－研究成果の防災施策への活用（備えの点検）－」平成 23 年度
「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」平成 23 年度第１回運営委員会・研究推進委
員会合同委員会
１．日時：平成 23 年６月６日（月）10：30-16：30

２．場所：海洋研究開発機構東京事務所（千代田区内幸町）
３．議題：進捗報告、総合討論「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」平成 23 年度第２回運営委員会・研究推進委
326

員会合同委員会
１．日時：平成 24 年３月 22 日（月）14：00-17：00

２．場所：海洋研究開発機構東京事務所（千代田区内幸町）
３．議題：平成 23 年度成果報告（速報）、総合討論
平成 24 年度
「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」「海底地殻変動観測技術の高度化」合同成果
報告会
１．日時：平成 24 年７月８日（日）～９日（月）２．場所：大阪商工会議所

10：30-16：30

国際ホール

３．議題：成果報告会、総合討論「東海・東南海・南海地震の連動性評価研究」平成 24 年度第２回運営委員会・研究推進委
員会・合同委員会
１．日時：平成 25 年３月１日（月）13：00-15：30

２．場所：海洋研究開発機構東京事務所（千代田区内幸町）
３．議題：平成 24 年度成果報告（速報）、総合討論
4．2．成果の論文発表・口頭発表等（１）南海トラフ海域地震探査・地震観測(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

尾鼻浩一郎，杉岡裕子，伊南海トラフ付加体先端付Blue

平成 21 年３月

藤亜妃，藤亜希子，小平秀

近で発生する低周波地震

Earth’09

12 日

平成 21 年５月

一，末次大輔，木下正高， の 震 源 像 の 解 明 に 向 け た
石原靖，荒木英一郎，金田OBS 自然地震観測

義行，深尾良夫
小平秀一，仲西理子，尾鼻

広域・高分解能地下構造研

日本地球惑星浩一郎，藤江剛，金田義行

究科 学 連 合 2009 21 日

—破壊の連動とセグメ

ント化の解明を目指して大会

小平秀一, 藤日向灘—南海トラフ超巨大

日本地震学会

平成 21 年 10 月

江剛, 尾鼻浩一郎, 瀧澤

地震の西縁?—の地殻・上部

2009 年 度 秋 季

22 日

薫, 柏瀬憲彦, 金田義行

マントル構造大会

尾鼻浩一郎，小平秀一，藤南海トラフ西端部日向灘

日本地震学会

平成 21 年 10 月

江剛，仲西理子，滝澤薫， の地震活動

2009 年 度 秋 季

23 日

柏瀬憲彦，金田義行

大会

Ayako NAKANISHI, Shuichi Large-scale

AGU

仲西理子,

Fall 平成 21 年 12 月

KODAIRA , Gou Fujie , high-resolution seismic Meeting 2009
327

15 日

Koichiro OBANA , Kaoru study in the western end
TAKIZAWA,

Kazuhiko of

KASHIWASE,

Yoshiyuki seismogenic zonetheNankaiKANEDA尾鼻浩一郎，小平秀一，藤南海トラフ西端部日向灘

江剛，仲西理子，高橋努， の地震活動

Blue平成 22 年３月

Earth’10２日Blue

平成 22 年３月

Earth’10

２日

山本揚二朗，滝澤薫，柏瀬憲彦，金田義行
仲 西理 子,小 平秀 一,藤 江

南海トラフ西縁部—日向灘

剛 , 尾 鼻 浩 一 郎 , 瀧 澤 薫 , —の地殻・上部マントル構
柏瀬憲彦, 金田義行

造

山本揚二朗，尾鼻浩一郎， Deep structure of the 日 本 地 球 惑 星

平成 22 年５月

高橋努，小平秀一，藤江剛， Philippine

Seaslab 科 学 連 合 2010 23 日

仲西理子，滝澤薫，柏瀬

subducted

inthe 大会彦，金田義行

Hyuga-nada region

仲 西理 子,小 平秀 一,藤 江

南海連動型巨大地震の西日本地球惑星剛,尾鼻浩一郎,高橋努，山縁ー日向灘セグメントー

科 学 連 合 2010 23 日

本揚二朗，瀧澤薫, 柏瀬を規定する構造大会

尾 鼻 浩 一 郎 ,伊 藤 亜 妃 ,杉海底地震計によって観測

日本地球惑星岡 裕 子 ,小 平 秀 一 , 末 次 大された南海トラフ沿いの科 学 連 合 2010 24 日輔,石原靖,荒木英一郎,木低周波イベント大会

尾鼻浩一郎, 高橋努,山本

南海トラフ西端部日向灘

日本地球惑星揚 二 朗 ,小 平 秀 一 , 仲 西 理

における海底地震観測科 学 連 合 2010 24 日

平成 22 年５月

憲彦, 金田義行
平成 22 年５月

下 正 高 ,金 田 義 行 , 深 尾 良
夫子,藤 江剛 , 瀧 澤 薫,柏 瀬

平成 22 年５月

大会

憲彦,金田義行
小 平秀 一,仲 西理 子,尾 鼻

南海トラフ地震発生帯モ

日本地球惑星平成 22 年５月

浩 一 郎 ,藤 江 剛 ,高 橋 努 , デルの高精度化に向けた科 学 連 合 2010 24 日

山 本 揚 二 朗 ,高 橋 成 実 ,金地震探査・観測研究大会

日向灘における地震波散

日本地球惑星田義行
高橋努,小平秀一,藤江

平成 22 年５月

剛,仲西理子,尾鼻浩一郎, 乱の経路依存性

科 学 連 合 2010 24 日

山本揚二朗,瀧澤 薫,柏瀬

大会

憲彦,金田義行
仲 西理 子,小 平秀 一,藤 江

日向灘に沈み込むフィリ

日本地震学会

平成 22 年 10 月

剛,尾鼻浩一郎,高橋努,山ピン海プレートの形状

2010 年 秋 季 大

27 日

本 揚 二 朗 ,佐 藤 壮 ,藤 森 英会328

俊,柏瀬憲彦,金田義行
山本揚二朗,尾鼻浩一郎，Seismicity and seismic 日 本 地 震 学 会

平成 22 年 10 月

高橋努,仲西理子，小平秀

velocity

27 日

一，金田義行the Hyuga-nada region

会

高 橋 努 ,尾 鼻 浩 一 郎 , 山 本

西南日本における速度ゆ日本地震学会

平成 22 年 10 月

揚 二 朗 ,仲 西 理 子 , 小 平 秀

らぎの空間分布2010 年 秋 季 大

29 日

structurein 2010 年 秋 季 大一,金田義行会

尾 鼻 浩 一 郎 ,伊 藤 亜 妃 ,杉広帯域海底地震計によっ

日本地震学会

平成 22 年 10 月

岡裕子,石原靖,中村武史, て 観 測 さ れ た 紀 伊 半 島 沖2010 年 度 秋 季

27 日

末 次大 輔,小 平秀 一,木 下

大会の超低周波地震活動

正 高 ,荒 木 英 一 郎 ,金 田 義行,深尾良夫,岡元太郎
Koichiro Obana, Aki Ito, Shallow

2010 AGU Fall 平成 22 年 12 月

Hiroko Sugioka, Yasushi Very-Low-Frequency

Meeting

Ishihara,

Takeshi Earthquakes off the Kii

Nakamura,

Daisuke Peninsula

Suetsugu,

Shuichi Broadband Ocean Bottom

Kodaira,Masataka Seismographs

Kinoshita,

Eiichiro

Observed

14 日

byAraki, Yoshiyuki Kaneda,
YoshioFukao,Taro

OkamotoAyako NAKANISHI,Shuichi Geometryof

KODAIRA,Gou

Philippine

Sea

Fujie,Koichiro

subducting beneath the

OBANA,Tsutomu

southwestern

TAKAHASHI,Yojiro

seismogenic zone

the 2010 AGU Fall 平成 22 年 12 月
plate Meeting

13 日

NankaiTAMAMOTO,Takeshi
SATO,Kazuhiko
KASHIWASE,Hidetoshi
Fujimori,Yoshiyuki
KANEDAY. Yamamoto, K. Obana, T. DifferenceofTakahashi, A. Nakanishi, seismic

structure Meeting

S. Kodaira, Y. Kaneda

the 2010 AGU Fall 平成 22 年 12 月

between the Hyuga-nada
and

the

Nankaiseismogenic segments

329

13 日

山本揚二朗，尾鼻浩一郎， 自 然 地 震 観 測 に よ る 日 向

ブルーアース

平成 23 年３月

高橋努，仲西理子，小平秀

灘の地震学的構造'11７日

高橋努，尾鼻浩一郎，山本

日向灘における速度ゆら

ブルーアース

平成 23 年３月

揚二朗，仲西理子，小平秀

ぎの空間分布'11７日

仲 西理 子,小 平秀 一,藤 江

南海トラフ西南部に沈みブルーアース

平成 23 年３月

剛,尾鼻浩一郎,高橋努,山込むフィリピン海プレー

'11

８日

本揚二朗,佐 壮,藤森英

トの形状
日本地球惑星平成 23 年５月

一，金田義行一，金田義行俊,柏瀬憲彦,金田義行
杉 岡裕 子,岡 元太 郎,中 村

南海トラフデコルマ面で武 史 , 石 原 靖 , 伊 藤 亜 妃 , 発生した超低周波地震科 学 連 合 2011 22 日

尾鼻 一郎,木下正高,深尾大会

良夫
仲 西理 子,小 平秀 一,藤 江

南海トラフ西端部日向灘

日本地球惑星平成 23 年５月

剛 ,尾 鼻 浩 一 郎 ,高 橋 努 , に沈み込むフィリピン海科 学 連 合 2011 23 日

山 本 揚 二 朗 ,佐 藤 壮 ,藤 森

プレートの形状大会

高 橋 努 ,尾 鼻 浩 一 郎 , 山 本

南海トラフ日向灘域にお日本地球惑星揚二朗, 仲西理子,小平秀

ける速度ゆらぎの三次元

科 学 連 合 2011 23 日

一, 金田義行

構造大会

英俊, 柏瀬憲彦, 金田義行
平成 23 年５月

山 本 揚 二 朗 ,尾 鼻 浩 一 郎 , 南 海 ト ラ フ 西 端 部 日 向 灘

日本地球惑星高 橋 努 ,仲 西 理 子 , 小 平 秀

科 学 連 合 2011 23 日の地震波速度構造一，金田義行

平成 23 年５月

大会

望 月 公 廣 ,加 藤 愛 太 郎 ,飯紀伊半島西方におけるフ日本地球惑星平成 23 年５月

高隆,蔵下英司,篠原雅尚, ィ リ ピ ン 海 プ レ ー ト の 沈

科 学 連 合 2011 25 日

仲西理子,佐藤壮,尾鼻 浩

み込みに関する海陸統合

大会

一郎,高橋成実,小平 秀

構造調査一,金田義行,武田哲也,
汐見勝彦
尾 鼻 浩 一 郎 , 仲 西 理 子 , 西部南海トラフ四国沖に日本地球惑星藤 江 剛 ,高 橋 努 , 山 本 揚 二

おける地殻構造探査と海科 学 連 合 2011 25 日

朗 ,小 平 秀 一 ,佐 藤 壮 ,藤

底地震観測

大会

平成 23 年５月

森 英 俊 ,柏 瀬 憲 彦 , 金 田 義行
Shuichi Kodaira, Ayako Active-passive
Nakanishi,International

Koichiro integrated seismic study Union
330

of平成 23 年６月

Obana,Gou

Fujie, toward

Tsutomuconstructing

a Geodesy

3-D

Takahashi,

andGeophysics

Yojiro plate boundary model of

Yamamoto, Takeshi Sato, the Nankai seismogenic
NarumiTakahashi, zone, Japan.

Yoshiyuki
Kaneda
仲 西理 子,下 村典 生,小 平

四国沖から紀伊半島にか日本地震学会

平成 23 年 10 月

秀一,尾鼻浩一郎,高橋

けての構造変化と地震現2011 年 秋 季 大

日努 , 山 本 揚 二 朗 , 佐 藤 壮 , 象との関係

会

藤 森英 俊,柏 瀬憲 彦,金 田
義 行,望月 公 廣,加藤 愛 太郎,飯高隆,蔵下英司,篠原雅尚,武田哲也,汐見勝彦
山本 揚二朗, 尾鼻 浩一

南海地震震源域西部の地

日本地震学会

平成 23 年 10 月郎, 高橋 努, 仲西 理子, 震学的構造

2011 年 度 秋 季

日小平 秀一, 金田

大会

義行

高 橋 努 ,尾 鼻 浩 一 郎 , 山 本

西南日本及び南海地震震

日本地震学会

平成 23 年 10 月

揚二朗, 仲西理子,小平秀

源域周辺におけるランダ

2011 年 度 秋 季

日一 金田義行

ムな速度ゆらぎの三次元大会

構造
Ayako NAKANISHI, Norio Structural
SHIMOMURA,

variation 2011 AGU Fall 平成 23 年 12 月

Shuichi along the southwestern Meeting

日

KODAIRA, Koichiro OBANA, Nankai seismogenic zone
Tsutomu

TAKAHASHI, related

Yojiro

YAMAMOTO, earthquake phenomena

tovariousTakeshi SATO, Kazuhiko
KASHIWASE,

Hidetoshi

Fujimori,

Yoshiyuki

KANEDA,Kimihiro

MOCHIZUKI, Aitaro KATO,
Takashi

Iidaka,KURASHIMO,

Eiji

Masanao

SHINOHARA,
Tetsuya

TAKEDA,

Katsuhiko SHIOMI
YojiroYamamoto, Seismic

velocity 2011 AGU Fall 平成 23 年 12 月

Koichiro Obana, Tsutomu structure in the western Meeting331

日Takahashi,

Ayako part

NAKANISHI,KODAIRA,of

Nankai

Shuichi subduction zone
Yoshiyuki

KANEDA
Tsutomu

Takahashi, Spatial distribution of 2011 AGU Fall 平成 23 年 12 月

Koichiro Obana, Yojiro random

velocity Meeting

Yamamoto,

Ayako inhomogeneities in the

NAKANISHI,

Shuichi western part of Nankai

KODAIRA,日

Yoshiyuki subduction zone

KANEDA
山本揚二朗，尾鼻浩一郎， 海 底 地 震 観 測 か ら み る 南

ブルーアース

平成 23 年 2 月

高 橋 努 ,仲 西 理 子 , 小 平 秀

海地震震源域西部の不均

'12

23 日

一金田義行

質

仲 西理 子,下 村典 生,小 平

昭和南海地震震源域—四国

ブルーアース

平成 24 年 2 月

秀一,尾鼻浩一郎,高橋

沖～紀伊半島沖—の構造変

'12

23 日

地震探査から得られた四日本地球惑星平成 24 年５月

成 実 , 朴 進 午 , 仲 西 理 子 , 国海盆における地殻構造

科 学 連 合 2012

三浦誠一,金田義行の特徴

年度連合大会

仲西理子,下村典生,小平南海地震(1946)震源域の日本地球惑星秀一,尾鼻浩一郎,高橋努,

構造変化と沈み込むフィ

科 学 連 合 2012

山本揚二朗,佐藤壮,金田

リピン海プレートの形状

年度連合大会

山本揚二朗,尾鼻浩一郎,

日向灘と南海地震震源域

日本地球惑星高橋努,仲西,理子,小平秀との境界部における地震科 学 連 合 2012

一,金田義行波速度構造

年度連合大会

高橋努,尾鼻浩一郎,山本

南海地震震源域周辺にお日本地球惑星揚二朗,海宝由佳,仲西理

けるランダムな速度ゆら

科 学 連 合 2012

子,小平秀一,金田義行

ぎの空間分布

年大会

山本揚二朗,尾鼻

日向灘から南海地震震源

日本地震学会

平成 24 年 10 月

域への構造変化2012 年 度 秋 季

18 日

努,山本揚二朗,佐藤壮, 化
藤 森英 俊,柏 瀬憲 彦,金 田
義 行,望月 公 廣,加藤 愛 太郎,飯高隆,蔵下英司,篠原雅尚, 武田哲也,汐見勝彦
山 下幹 也,小 平秀 一,高 橋

平成 24 年５月

義行,望月公廣,加藤愛太郎,飯高隆,蔵下英司,篠原雅尚,武田哲也,汐見勝彦

浩一郎,高橋努,仲西,理子,小平秀一,金田義行

大会332

平成 24 年５月

平成 24 年５月

仲西理子,下村典生,小平構造研究に基づく南海ト

日本地震学会

平成 24 年 10 月

秀一,尾鼻 浩一郎,高橋

ラフ域の３次元プレート

2012 年 度 秋 季

18 日

努,山本揚二朗,高橋成実,

形状と速度構造モデル

大会

銭洲海嶺周辺におけるマ

日本地震学会

平成 24 年 10 月

典生，柏瀬憲彦，仲西理子, ルチチャンネル反射法地

2012 年 度 秋 季

18 日

高橋成実,金田義行

震探査

大会

高橋努,尾鼻浩一郎,山本

西南日本のランダム不均

地殻流体研究揚二朗,海宝由佳,仲西理

質構造－微動発生域周辺

会 2013子,小平秀一,金田義行

における速度不均質の空金田義行,望月公廣,加藤
愛太郎,飯高隆,蔵下英司,
篠原雅尚,武田哲也,汐見勝彦
山下幹也,尾鼻浩一郎下村間変化－
Tsutomu Takahashi,

Three-dimensional

2012 AGU Fall 平成 24 年 12 月

Koichiro Obana, Yojiro

distribution of random

Meeting

Yamamoto, Yuka Kaiho,

velocity

Ayako Nakanishi, Shuichi inhomogeneities at the
Kodaira, Yoshiyuki

Nankai troughKanedaseismogenic zone

NAKANISHI AYAKO,

Three-dimensional model

SHIMOMURA NORIO, KODAIRA of plate geometry and
SHUICHI , OBANA

velocity model for

KOICHIRO, TAKAHASHI

Nankai Trough

TSUTOMU,

seismogenic zone based

YAMAMOTO YOJIRO,

on results fromYAMASHITA MIKIYA ,structural studies

2012 AGU Fall 平成 24 年 12 月
Meeting

TAKAHASHI NARUMI, KANEDAYOSHIYUKI
山本揚二朗,尾鼻浩一郎,

日向灘・南海地震震源域のブルーアース

平成 25 年３月

高橋努,仲西理子,小平秀

構造不均質

2013

14 日

高橋努，尾鼻浩一郎，山本

西南日本及び南海地震震

ブルーアース

平成 25 年３月

揚二朗，仲西理子，海宝由

源域周辺のランダム速度

2013

14 日

佳，小平秀一，金田義行

不均質構造

仲西理子,下村典生,小平南海トラフ地震発生帯のブルーアース

平成 25 年３月

秀一,尾鼻浩一郎,高橋努,

プレート形状および速度

2013

14 日

山本揚二朗,山下幹也,高構造の３次元モデル

橋成実,金田義行‐地震発生帯地下構造モ

一,金田義行333

デルの高度化に向けて‐
YojiroYamamoto, Imaging of the subducted Tectonophysic

平成 24 年 12 月

Koichiro Obana, Tsutomu Kyushu-Palau Ridge ins 589 / 90 - 25 日受理

Takahashi,

102

Ayako the Hyuga-nada region,

NAKANISHI,KODAIRA,

Shuichi western Nankai

平成 25 年３月
18 日出版

Yoshiyuki Trough subduction zone

KANEDA
Tsutomu

Takahashi, 3-D distribution of

JournalKoichiro Obana, Yojiro random velocity

GeophysicalYamamoto,

Ayako inhomogeneities in

Research

Nakanishi,

Shuichi southwestern Japan andKodaira,Yoshiyuki the western part of theKanedaNankai subduction zone(b) 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

334

of 平成 25 年 4 月
23 日受理（２）切迫度の高い震源域の先行調査観測(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

伊藤喜宏,藤本博己,日

日本海溝におけるゆっく

日本地質学会野亮太,木戸元之,長田

り地震検出のための海底2008 年大会

幸仁,鈴木秀市,山本揚地震・測地および湧水観測

二朗,東龍介,対馬弘ーYK08−06 航海の概要と成晃,鈴木健介,辻健,中

果ー

発表年月日
2008 年９月

山典子,芦寿一郎,蒲生俊敬
藤本博己,三浦哲,佐藤アラスカ州南東部の内陸

日本測地学会第忠弘,稲津大祐の水路中央における海底110 回講演会

2008 年 10 月

圧力観測
Ito, Y., H. Fujimoto, Seismological,

The 7 th General

R. Hino, M. Kido, Y.

Assembly ofgeodetical, andOsada, Y. Yamamoto, S. cold-seepage

Asian

Suzuki, R. Azuma, H.

observations for

Seismological

Tsushima, K. Suzuki,

detection of slow

Commission

2008 年 11 月

T. Tsuji, N. Nakayama, earthquakes along Japan
J. Ashi and T. Gamo

TrenchTsushima, H. and R.

Noise reduction of

The 7 th GeneralHino

ocean-bottom pressure

Assembly ofdata toward real-time

Asiantsunami forecasting

Seismological2008 年 11 月

Commission
Fujimoto, H., S.

Ocean bottom pressure

The 7 th General

2008 年 11 月

Miura, T. Sato, and D. observation in the midst Assembly ofInazu

of Lynn Canal, Southeast Asian
Seismological

AlaskaCommission
Ito, Y., K. Obara, Y. Shallow

AGU 2008 Fall

Asano, H. Fujimoto, R. very-low-frequency

Meeting2008 年 12 月

Hino, J. Ashi, and T. earthquakes around
Tsuji

Japan: Recent studies
and observation

伊藤喜宏,藤本博己,日

日本海溝におけるゆっく

野亮太,木戸元之,長田

り地震検出のための海底

幸仁,鈴木秀市,山本揚地震•測地および湧水観測

二朗,東龍介,対馬弘,335

Blue Earth '09

2009 年３月

鈴木健介,辻健,中山典子,芦寿一郎,蒲生俊敬
Hino, R., S. Ii, T.

Continuous long-term

Journal of

Iinuma, and H.

seafloor pressure

Disaster

Fujimoto

observation for

Research, 4,detecting slow-slip

72-82

2009 年４月

interplate events in
Miyagi-Oki on the
landward Japan Trenchslope
藤本博己,佐藤忠弘,猪上下方向の海底地殻変動

日本地球惑星科

井志織,日野亮太,金沢

観測に用いる圧力センサ

学連合 2009 年大敏彦

ーの長期ドリフトについ会

2009 年５月て
早河秀章,藤本博己,佐三陸沖における海底圧力日本地球惑星科

藤忠弘

観測データと GRACE の比学連合 2009 年大較会

猪井志織,飯沼卓史,稲海陸地殻変動連続観測デ日本地球惑星科

津大祐,日野亮太,藤本ータを用いたプレート間学連合 2009 年大博己

すべり推定に関する数値会

2009 年５月

2009 年５月

実験
藤本博己

海底地殻変動観測

地震，第 2 輯,2009 年７月

61, S69-S74．
稲津大祐,日野亮太,藤高精度海洋モデルによる

日本地震学会

本博己

海底鉛直地殻変動の検出

2009 年度秋季大

法の開発

会

稲津大祐,日野亮太,藤高精度海洋モデルによる

日本測地学会第本博己

海底鉛直地殻変動の検出

112 回講演会

2009 年 10 月

2009 年 11 月

法の開発
Inazu, D., R. Hino,

Ocean bottom pressure

AGU 2009 Falland H. Fujimotomodeling for detection

Meeting2009 年 12 月

of seafloor verticaldeformation
藤本博己，野崎京三，

海底重力計の改造と沿岸

河野啓幸，伝法谷宣洋， 域における海底重力測定
押田淳，小泉金一郎，－陸海域シームレス精密

三石普，岩本鋼司，金

重力測定に向けて－

沢俊彦

336

測地学会誌，55, 2009 年 12 月
325-339．

Inazu, D., R. Hino,

Ocean bottom pressure2010 Oceanand H. Fujimotomodeling for detection

Sciencesof seafloor vertical

Meeting2010 年２月

deformation
稲津大祐,日野亮太,藤順圧海洋モデリングにお日本地球惑星科

本博己

ける海底地殻変動検出の学連合 2010 年大ための海底圧力データの会

2010 年５月

補正
Ito, Y., Y. Osada, M. Ocean-bottom seismic and 2010 Western
Kido, D. Inazu, N.

geodetic observations of PacificUchida, R. Hino, H.

transient slow slip

Geophysics

Fujimoto, S. Suzuki,

events in the Japan

Meeting2010 年６月

H. Tsushima, R. Azuma, Trench
K. Suzuki, S. Koga, S.
Ii, T. Tuji, N.
Nakajima, and J. Ashi
Ito, Y., D. Inazu, Y. Transient slow slip

G-COE Symposium 2010 年７月

Osada, M. Kido, N.

event revealed from2010: Dynamic

Uchida, R. Hino, H.

ocean-bottom seismic and Earth andFujimoto, J. Ashi, and geodetic observations in Heterogeneous
T. Tujithe Japan-Trench

Suzuki, K., R. Hino,

Stress change due to the G-COE Symposium 2010 年７月

Y. Ito, T. Kanazawa,

2005 Miyagi-Oki

2010: Dynamic

T. Yamada, M.

earthquake and stress

Earth and

Structure

Shinohara, K. Uehira, field of the Miyagi-Oki

Heterogeneous

Y. Yamamoto, and Y.

regionStructure

鈴木健介,日野亮太,伊宮城県沖における応力場

日本地震学会

藤喜宏, 沢敏彦,山田とプレート間固着強度の2010 年度秋季大知朗,篠原雅尚,植平賢

関係会

Hewlett-Packard社の海底

日本地震学会圧力計のノイズレベルを2010年度秋季大評価する会

飯沼卓史,三浦哲,内田

海陸地殻変動データに基日本地震学会直希,日野亮太,松澤

づく2005年8月16日の宮城2010 年度秋季大

暢,佐藤まりこ,齋藤宏

県沖の地震（M7.2）に伴う会

Kaneda2010 年 10 月

司,山本揚二朗,金田義行
稲津大祐,日野亮太

337

2010 年 10 月

2010 年 10 月

彰,石川直史

余効すべりの時空間変化
推定伊藤喜宏,稲津大祐,長海底観測および陸上観測

日本測地学会第田幸仁,三浦哲,内田直で捉えた日本海溝のゆっ114 回講演会

希,大園真子,木戸元

くり地震2010 年 11 月之,太田雄策,三品正明,日野亮太,藤本博己,辻健,芦寿一郎
稲津大祐,日野亮太

Hewlett-Packard社の海底

日本測地学会第圧力計のノイズレベルを

114 回講演会

2010 年 11 月

評価する
飯沼卓史,松澤暢,長谷

変位勾配から見た東北日

日本測地学会第川昭

本広域のプレート間カッ

114 回講演会

2010 年 11 月

プリングの時空間変化
Inazu, D., R. Hino,

Global, barotropic ocean AGU 2010 Falland H. Fujimoto

bottom pressure2010 年 12 月

Meetingmodeling: Sensitivity
to spatial resolution
and boundary conditions
Iinuma, T., S. Miura, Spatio-temporal

AGU 2010 Fall

N. Uchida, M. Sato, H. evolution of the

Meeting2010 年 12 月

Saito, T. Ishikawa, R. postseismic slip
Hino, and T. Matsuzawa associated with the 2005
Miyagi-Oki earthquake(M7.2) estimated fromgeodetic andseismological data
（poster)
日野亮太,猪井志織,飯自己浮上式海底圧力計を

海底地殻変動と

沼卓史,稲津大祐,伊藤

用いた繰り返し観測によ

津波に関するシ

喜宏,藤本博己る海底上下変動検知の試

ンポジウム

2011 年１月

み伊藤喜宏,稲津大祐,長日本海溝陸側斜面におけ海底地殻変動と田幸仁,三浦哲,内田直

る海底圧力観測で捉えた津波に関するシ

希,大園真子,木戸元ゆっくり地震ンポジウム

海底鉛直地殻変動検出の

海底地殻変動と2011 年１月

之,太田雄策,三品正明,日野亮太,藤本博己,辻健,芦寿一郎
稲津大祐,日野亮太,藤338

2011 年１月

本博己

ための短周期全球海洋モ

津波に関するシ

デルの開発

ンポジウム

飯沼卓史,三浦哲,内田海底及び陸上地殻変動観海底地殻変動と直希,日野亮太,佐藤ま測データに基づく余効す

津波に関するシ

りこ

べりの時空間変化推定のンポジウム

2011 年１月

試み
稲津大祐,日野亮太,藤全球の海底圧力データか2011 年度日本海

本博己

ら見る短周期順圧海洋モ

洋学会春季大会

2011 年３月

デルの精度
Inazu, D. and R. Hino Long-term stability andSymposium on

noise level of ocean

Underwaterbottom pressure

Technology 2011

2011 年４月

measurements by deep-sea and Workshop on
cabled observatories

Scientific Usearound Japanof Submarine
Cables &RelatedTechnologies
2011

日野亮太,藤本博己,伊海底観測が捉えた東北地

東北大学による

藤喜宏,稲津大祐,長田

方太平洋沖地震の津波波

東日本大震災 1

幸仁

源域における海底隆起ヶ月後緊急報告2011 年４月

会
稲津大祐,日野亮太

ケーブル式海底圧力計の日本地球惑星科

津波周期帯における水温学連合 2011 年大依存性とその補正につい会

2011 年５月て（ポスター）
飯沼卓史,内田直希,松変位速度勾配及び小繰り

日本地球惑星科

澤暢,日野亮太,長谷川

返し地震に基づく東北日学連合 2011 年大昭本のプレート間カップリ会

2011 年５月

ングの時空間変化推定
日野亮太,伊藤喜宏,鈴宮城県沖における地震・測日本地球惑星科

木健介,鈴木秀市,稲津地観測網が捉えた 2011 東学連合 2011 年大大祐,飯沼卓史,藤本博

北地方太平洋沖地震

会己,山田知朗,篠原雅尚,中東和夫,金沢敏彦,阿部正雄,河原田義春,長谷川洋平,平田賢治,山本揚二朗,小平秀
339

2011 年５月

一,金田義行
伊藤喜宏,長田幸仁,稲2011 年東北地方太平洋沖

日本地球惑星科

津大祐,日野亮太,対馬地震の震源域直上におけ学連合 2011 年大弘晃,太田雄策,木戸元

る海底圧力観測会

飯沼卓史,大園真子,太GPS データに基づいて推定

日本地球惑星科

田雄策,三浦哲

された地震時すべり分布学連合 2011 年大から見た 2011 年東北地方会

2011 年５月

之,藤本博己2011 年５月

太平洋沖地震と想定宮城県沖地震の関係
太田雄策,大園真子,飯測地データにより推定さ日本地球惑星科

沼卓史,三浦哲,日野亮

れた 3/9(M7.3)プレート境学連合 2011 年大太,伊藤喜宏,長田幸

界地震および 4/7(M7.1)ス会仁,中島淳一,稲津大ラブ内地震の断層モデル

2011 年５月

祐,北佐枝子,長谷川昭,海野徳仁Iinuma, T., M. Ohzono, Coseismic slip

Earth, Planets

2011 年６月

Y. Ohta, and S. Miura distribution of the 2011 and Space, 63,
off the Pacific coast of 643-648
Tohoku Earthquake (M9.0) estimated based on
GPS data—Was theasperity in Miyagi-oki
ruptured?
Iinuma, T., N. Uchida, Spatio-temporal

IUGG 2011

T. Matsuzawa, R. Hino, variation of theGeneraland A. Hasegawa

Assemblyinter-plate coupling2011 年７月

beneath northeasternJapan estimated based on
surface displacement
rate gradients and small
repeating earthquakes
Ito, Y., T. Tsuji, Y. Frontal wedge

GeophysicalOsada, M. Kido, D.

Researchdeformation near the

Inazu, Y. Hayashi, H. source region of the 2011 Letters, 38,
Tsushima, R. Hino, and Tohoku-Oki earthquake

L00G05,

H. Fujimoto

doi:10.1029/20
11GL048355.
340

2011 年７月

Hino, R., Y. Ito, K.

Continuous offshore

Suzuki, D. Inazu, T.

seismological andIinuma, H. Fujimoto,

geodetic monitoring in

T. Yamada, M.

the rupture zone of the

AOGS 2011

2011 年８月

2011 年 10 月

Shinohara, M. Abe, Y. M9 off Tohoku earthquake
Kawaharada, Y.
Hasegawa, Y.
Yamamoto, S. Kodaira,and Y. Kaneda
伊藤喜宏,辻健,長田幸震源域直上の海底圧力観

日本地震学会仁,木戸元之,稲津大測に基づく 2011 年東北太2011 年度秋季大祐,林豊,対馬弘晃,日平洋沖地震に伴う海溝付会

野亮太,藤本博己

近の地震時すべり

飯沼卓史,木戸元之,長海陸測地観測データに基日本地震学会田幸仁,稲津大祐,日野

づく 2011 年東北地方太平2011 年度秋季大亮太,太田雄策,鈴木秀

洋沖地震の地震時すべり会

市,藤本博己,大園真分布2011 年 10 月子,対馬弘晃,三浦哲,
篠原雅尚
日野亮太,稲津大祐 伊海底圧力観測で捉えられ日本地震学会

藤喜宏,飯沼卓史,太田た 2011 年東北地方太平洋2011 年度秋季大雄策,鈴木秀市,長田幸

沖地震とその前震による会

仁,木戸元之,藤本博己

地殻変動2011 年 10 月

篠原雅尚,金田義行
稲津大祐,日野亮太,鈴2011 年東北地方太平洋沖

日本地震学会木秀市,長田幸仁,太田

地震の震源近傍での海底2011 年度秋季大雄策,飯沼卓史,対馬弘

圧力観測

会

鈴木健介,日野亮太,伊海底地震観測による 2011

日本地震学会藤喜宏,鈴木秀市,稲津

太平洋東北沖地震の震源

2011 年度秋季大大祐,飯沼卓史,藤本博

近傍の地震活動会

稲津大祐,日野亮太,鈴2011 年東北地方太平洋沖

日本測地学会第木秀市,長田幸仁,太田

地震の震源近傍での海底116 回講演会

雄策,飯沼卓史,対馬弘圧力観測2011 年 10 月

晃,伊藤喜宏,木戸元之,藤本博己2011 年 10 月

己,篠原雅尚,金田義行

晃,伊藤喜宏,木戸元之,藤本博己341

2011 年 10 月

太田雄策,日野亮太,稲測地データにもとづく３

日本測地学会第津大祐,大園真子,三品

月９日 (M7.3) 地震時す

116 回講演会

正明,中島淳一,伊藤喜

べり分布および地震後余宏,飯沼卓史,佐藤忠

効変動2011 年 10 月

弘,田村良明,藤本博己,立花憲司,出町知嗣,長田幸仁,篠原雅尚,三浦哲
飯沼卓史,木戸元之,長海陸測地観測データに基

日本測地学会第田幸仁,稲津大祐,大園

づく 2011 年東北地方太平116 回講演会

真子,対馬弘晃,日野亮

洋沖地震の地震時すべり太,太田雄策,鈴木秀

分布の推定2011 年 10 月

市,藤本博己,三浦哲,
篠原雅尚
Saito, T., Y. Ito, D. Tsunami source of theGeophysicalInazu, and R. Hino

2011 Tohoku-Oki

Research

earthquake, Japan:

Letters, 38,2011 年 11 月

Inversion analysis based L00G19,
on dispersive tsunami

doi:10.1029/20

simulations

11GL049089.

Inazu, D. and R. Hino Temperature correction

Earth, Planets

and usefulness of oceanand Space, 63,

bottom pressure data1133-1149.

2011 年 11 月

from cabled seafloor
observatories around
Japan for analyses oftsunamis, ocean tides,
and low-frequency
geophysical phenomena
Ito, Y, T. Tsuji, Y.

Frontal wedge

AGU 2011 Fall

Osada, M. Kido, D.

deformation near the

Meeting2011 年 12 月

Inazu, Y. Hayashi, H. source region of the 2011
Tsushima, R. Hino, and Tohoku-Oki earthquake
H. Fujimoto
Suzuki, K., R. Hino,

Seismicity near the

Y. Ito, S. Suzuki, D. hypocenter of the 2011
Inazu, T. Iinuma, H.

off the Pacific coast of

Fujimoto, M.

Tohoku earthquake

Shinohara, and Y.

deduced by using ocean342

AGU 2011 Fall
Meeting2011 年 12 月

Kanedabottom seismographic
data

Hino, R. Y. Ito, K.

Foreshocks and mainshock AGU 2011 Fall

Suzuki, S. Suzuki, D. of the 2011 Tohoku
Inazu, T. Iinuma, Y.

2011 年 12 月

Meeting

Earthquake observed by

Ohta, H. Fujimoto, M. ocean bottom
Shinohara, and Y.

seismic/geodetic

Kanedamonitoring

Inazu D., R. Hino, S. Ocean bottom pressure

AGU 2011 Fall

Suzuki, Y. Osada, Y.

observations near the

Meeting

Ohta, T. Iinuma, H.

source of the 2011 Tohoku

Tsushima, Y. Ito, M.

earthquake2011 年 12 月

Kido, and H. Fujimoto
Iinuma, T., M. Kido,

Coseismic Slip

AGU 2011 Fall

2011 年 12 月

Y. Osada, D. Inazu, M. Distribution of the 2011 Meeting
Ohzono, H. Tsushima,

off the Pacific Coast of

R. Hino, Y. Ohta, S.

Tohoku Earthquake

Suzuki, H. Fujimoto,

Deduced from Land and

S. Miura, and M.

Seafloor Geodesy

Shinohara
Ohta, Y., D. Inazu, M. The March 9, 2011 M7.3

AGU 2011 Fall

Ohzono, R. Hino, M.

Meeting

earthquake: coseismic

2011 年 12 月

Mishina, J. Nakajima, fault model, postseismic
Y. Ito, T. Iinuma, T. deformation, and role on
Sato, H. Fujimoto, K. the initiation of theTachibana, T.

2011 M9.0 Tohoku

Demachi, Y. Osada, M. Earthquake
Shinohara, and S.
Miura
藤本博己,木戸元之,飯地殻変動観測が明らかに

平成 23 年度東北

沼卓史,伊藤喜宏,日野する 2011 年東北地方太平

地域災害科学研亮太,稲津大祐,長田幸

洋沖地震の震源像究集会

日野亮太,太田雄策,稲2011 年東北地方太平洋沖

平成 23 年度東北

津大祐,飯沼卓史,伊藤地震に先行した前震活動

地域災害科学研

喜宏,藤本博己,木戸元とそれに伴う地殻変動究集会2012 年１月

仁,太田雄策,鈴木秀
市,出町知嗣,平原聡,
中山貴史,海田俊輝

之,長田幸仁,鈴木秀343

2012 年１月

市,出町知嗣,平原聡,
中山貴史,海田俊輝
Inazu, D., R. Hino,

Global barotropic ocean

2012 Oceanand H. Fujimotomodeling driven by

Sciences

synoptic atmosphericMeeting2012 年２月

disturbances:
Validation using global
in-situ ocean bottompressure data
Ohta, Y., R. Hino, D. Co- and postseismic slip EGU General
Inazu, M. Ohzono, M.

distribution for the2012 年４月

Assembly 2012

Mishina, J. Nakajima, 2011 March 9 earthquake
Y. Ito, T. Sato, Y.

based on the geodetic

Tamura, H. Fujimoto,data: Role on the

K. Tachibana, T.

initiation of the 2011

Demachi, Y. Osada, M. Tohoku
Shinohara, and S.

earthquakeMiura
日野亮太,鈴木秀市,久2011 年東北太平洋沖地震

日本地球惑星科

保田達矢,伊藤喜宏,藤の震央付近における海底学連合 2012 年大

本博己

映像

会

久保田達矢,稲津大祐,

海底圧力計が捉えた３月 9 日本地球惑星科

伊藤喜宏,鈴木秀市,齊

日 2011 年東北地方太平洋

学連合 2012 年大藤竜彦,鈴木健介 日野沖地震前震による津波会

飯沼卓史,日野亮太,木海陸地殻変動データに基

日本地球惑星科

戸元之,稲津大祐,長田

づく 2011 年東北地方太平学連合 2012 年大幸仁,佐藤まりこ,石川洋沖地震に伴う余効すべ会直史,太田雄策,伊藤喜りの時空間発展2012 年５月

2012 年５月

亮太
2012 年５月

宏 鈴木秀市，藤本博己
伊藤喜宏,芝崎文一郎,

有限要素法に基づく 2011

日本地球惑星科

柄谷和輝,日野亮太,中年東北地方太平洋沖地震

学連合 2012 年大島淳一による地殻内変形会

伊藤喜宏,日野亮太,木2011 年東北地方太平洋沖

日本地球惑星科

戸元之,藤本博己,長田

地震発生前のスロースリ

学連合 2012 年大幸仁,稲津大祐,三浦ップイベント会哲,太田雄策,内田直希,辻健，芦寿一郎，三品正明
344

2012 年５月

2012 年５月

鈴木健介,日野亮太,伊海底地震観測による 2011

日本地球惑星科

藤喜宏,山本揚二朗,鈴年東北地方太平洋沖地震

学連合 2012 年大木秀市,藤本博己,篠原の震源近傍の地震活動

会

稲津大祐,日野亮太,伊現場海底圧力観測から見日本地球惑星科

藤喜宏,木戸元之,長田

る 2011 年東北地方太平洋

学連合 2012 年大幸仁,鈴木秀市,飯沼卓

沖地震に関係する海底上会

史,藤本博己,佐藤利下変位2012 年５月

雅尚,阿部正雄,河原田
義春,長谷川洋平，金田義行
2012 年５月

典,荒木英一郎杉岡裕子，伊藤亜妃
徳永旭将,稲津大祐,伊独立成分分析を用いた海日本地球惑星科

藤喜宏,日野亮太,中村

底圧力観測記録からの鉛学連合 2012 年大和幸

直地殻変動の抽出

会

成瀬元,新井和乃,三浦

東北沖津波により発生し日本地球惑星科

亮,川村喜一郎,伊藤喜た混濁流のダイナミクス

学連合 2012 年大宏,日野亮太,稲津大

と堆積作用

会

篠原雅尚,町田祐弥,山海底地震観測網による

日本地球惑星科

田知朗,中東和夫,真保2011 年東北地方太平洋沖学連合 2012 年大敬,望月公廣,村井芳地震の余震分布会

山本揚二朗,尾鼻浩一

2011 年東北日本太平洋沖

日本地球惑星科郎,鈴木健介,日野亮

地震の震源域に沈み込む

学連合 2012 年大太,伊藤喜宏,篠原雅スラブ深部構造会

尾鼻浩一郎,篠原雅尚,

2011 年東北地方太平洋沖

日本地球惑星科

山田知朗,植平賢司,日地震の海溝軸近傍の余震

学連合 2012 年大野亮太,中村恭之,三浦活動会

2012 年５月

2012 年５月

祐,横川美和,泉典洋,
村山雅史，金松敏也
2012 年５月

夫,日野亮太,伊藤喜宏,佐藤利典，塩原肇,
植平賢司,八木原寛,尾鼻浩一郎,高橋成実,小平秀一,平田賢治,対馬弘晃,岩崎貴哉
2012 年５月

尚,小平秀一,金田義行,村井芳夫,佐藤利典，植平賢司，八木原寛，平田賢治345

2012 年５月

誠一,野徹雄,小平秀
一,高橋成実Iinuma, T., R. Hino,

Coseismic slip

Journal of2012 年７月

M. Kido, D. Inazu, Y. distribution of the 2011 GeophysicalOsada, Y. Ito, M.

off the Pacific Coast of Research, 117,

Ohzono, H. Tsushima,Tohoku Earthquake (M9.0) B07409,

S. Suzuki, H.

refined by means of

doi:10.1029/20

Fujimoto, and S. Miura seafloor geodetic data

12JB009186.

Ohta, Y., R. Hino, D. Geodetic constraints on

GeophysicalInazu, M. Ohzono, Y.

afterslip

ResearchIto, M. Mishina, T.

characteristics

Letters, 39,

Iinuma, J. Nakajima,

following the March 9,

L16304,Y. Osada, and H.

2011, Sanriku-oki

doi:10.1029/20

Fujimoto, K.

earthquake, Japan

12GL052430.

Seafloor

34th

seismic/geodetic

International

monitoring in the

Geologicalhypocentral area of theCongress

2012 年８月

Tachibana, T.
Demachi, and S. Miura
Hino, R.

2012 年８月

2011 Great Tohoku
Earthquake
Hino, R.

Continuous Seafloor

AOGS 20122012 年８月

2012 年９月

Seismographic and
Pressure Monitoring in
the Hypocentral Area ofthe 2011 Great Tohoku
Earthquake
Fujimoto, H., T.

GPS/Acoustic

APRU 8th

Iinuma, M. Kido, Y.

observation of seafloor

Research

Osada, and R. Hino

crustal movement in andSymposium on

around the source region Multi-hazardsof the 2011 Tohoku-oki

around theearthquake

Pacific Rim

Hino, R., Y. Ohta, Y. Coseismic and

APRU 8th

Ito, Y. Osada, M.

Research

postseismic seafloor

Kido, D. Inazu, and H. deformation by the 2011

Symposium on

Fujimoto

Multi-hazards

Tohoku-Oki earthquake

detected by ocean-bottom around the3462012 年９月

Iinuma, T., R. Hino,pressure monitoring

Pacific Rim

Co- and post- seismic

APRU 8th

2012 年９月

M. Kido, Y. Osada, Y. slip associated with the ResearchOhta, and H. Fujimoto 2011 off the PacificSymposium on

Coast of Tohoku

Multi-hazards

earthquake based onaround theterrestrial and seafloor Pacific Rim
geodetic observations
Iinuma, T., R. Hino,

Co- and Post- seismic

2012 Global COE 2012 年９月

M. Kido, Y. Osada, Y. slip associated with the Final
Ohta, H. Fujimoto2011 off the PacificSymposium:

Coast of Tohoku

Achievements ofEarthquake based on

G-COE Program

terrestrial and seafloor for Earth andgeodetic observations

Planetary
Dynamics andthe Future
Perspective

Kubota, T., R. Hino,

Tsunami Source of M-7

D. Inazu, T. Saito, T. class earthquakes near

2012 Global COE 2012 年９月
Final

Iinuma, S. Suzuki, Y. the epicenter of the 2011 Symposium:
Ohta, Y. Ito, K.

Tohoku-Oki Earthquake

Suzukiusing near-field tsunami G-COE Program
data

Achievements offor Earth andPlanetary
Dynamics andthe Future
Perspective

日野亮太

海陸統合観測網の時代

日本地震学会～青写真と現実～2012 年度秋季大2012 年 10 月

会
久保田達矢,日野亮太,

東北地方太平洋沖地震域

日本地震学会

稲津大祐,斎藤竜彦,飯で 2011 年７月 10 日に発生

2012 年度秋季大沼卓史,鈴木秀市,太田したスラブ内地震(Mw7.0)

会

雄策,伊藤喜宏,鈴木健に伴う津波とその波源

2012 年 10 月介
太田雄策,日野亮太,三2011 年３月９日三陸沖の日本地震学会品正明,佐藤忠弘,立花

地震(Mw7.2)の余効変動の2012 年度秋季大347

2012 年 10 月

憲司,出町知嗣,三浦哲特徴-1989 年, 1992 年岩会

手県沖の地震の余効変動との比較飯沼卓史,木戸元之,長海陸測地観測データに基日本地震学会

田幸仁,藤本博己,日野づく 2011 年東北地方太平2012 年度秋季大亮太,太田雄策,伊藤喜洋沖地震の余効すべりの会

宏,鈴木秀市,佐藤まり

時空間発展（その２）2012 年 10 月

こ,稲津大祐日野亮太,久保田達矢,

宮城県沖における海底圧

日本測地学会第伊藤喜宏,太田雄策,鈴力観測

118 回講演会

Tokunaga, T., D.

Extraction of the

日本測地学会第Inazu, Y. Ito, R.

vertical seafloor

118 回講演会

2012 年 10 月

木秀市,稲津大祐 飯沼卓史,木戸元之,長田幸仁,藤本博己,対馬弘晃,金田義行
2012 年 10 月

Hino, and K. Nakamura movement recorded on
ocean bottom pressure
data by applying
independent Component
Analysis (ICA)
稲津大祐,佐藤忠弘

現場海底圧力記録に見ら

日本測地学会第れる海洋潮汐の季節変動

118 回講演会

2012 年 10 月

について鈴木秀市,伊藤喜宏,太音響トランスポンダを用

日本測地学会第田雄策,日野亮太,木戸いた音響測距による海底118 回講演会

元之,長田幸仁,藤本博

ベンチマークの位置決定

己

精度について木戸元之,藤本博己,田海底測地観測網の整備と

日本測地学会第所敬一,佐藤まりこ,日今後の課題

118 回講演会

東北沖地震とその前後で

日本測地学会

海底はどう動いたか2012 年公開講座

Episodic slow slip

AGU 2012 Fall2012 年 10 月

2012 年 11 月

野亮太,金沢敏彦,植平賢司,金田義行
藤本博己
Ito, Y., R. Hino, M.

Kido, H. Fujimoto, Y. events in the Japan
Osada, D. Inazu, Y.

subduction zone before

Ohta, T. Iinuma, M.

the 2011 Tohoku-Oki

Ohzono, M. Mishina, S. earthquake
348

Meeting2012 年 11 月
2012 年 12 月

Miura, K. Suzuki, T.
Tsuji, and J. Ashi
Suzuki, S., Y. Ito, M. Accuracy of acoustic

AGU 2012 Fall

Kido, Y. Ohta, Y.

Meeting

positioning of seafloor

2012 年 12 月

Osada, R. Hino, and H. benchmarks by a genericFujimoto

acoustic transducer pair

Kubota, T., R. Hino,

Source models of M-7

AGU 2012 Fall2012 年 12 月

D. Inazu, T. Saito, T. class earthquakes in the Meeting
Iinuma, S. Suzuki, Y. rupture area of the 2011
Ito, Y. Ohta, and K.

Tohoku-Oki Earthquake by

Suzukinear-field tsunami
modeling

Iinuma, T., R. Hino,

Postseismic slip

M. Kido, D. Inazu, Y. distribution associatedOsada, M. Sato, Y.

AGU 2012 Fall2012 年 12 月

Meetingwith the 2011 Tohoku

Ohta, H. Fujimoto, Y. Earthquake (M9.0) based
Ito, and S. Suzuki

on terrestrial andseafloor geodetic data

Suzuki, K., R. Hino,

Seismicity near the

Earth Planets

Y. Ito, Y. Yamamoto,

hypocenter of the 2011

Space, 64,

S. Suzuki, H.

off the Pacific coast of 1125-1135

Fujimoto, M.

Tohoku earthquake2012 年 12 月

Shinohara, M. Abe, Y. deduced by using ocean
Kawaharada, Y.

bottom seismographic

Hasegawa, and Y.

data

KanedaM. Shinohara, Y.

Precise aftershock

Earth Planets

Machida, T. Yamada, K. distribution of the 2011 Space, 64,
Nakahigashi, T.

off the Pacific coast of 1137-1148

Shinbo, K. Mochizuki, Tohoku Earthquake
Y. Murai, R. Hino, Y. revealed by an
Ito, T. Sato, H.

ocean-bottom

Shiobara, K. Uehira,seismometer network

H. Yakiwara, K. Obana,N. Takahashi, S.
Kodaira, K. Hirata, H.
Tsushima, and T.
Iwasaki349

2012 年 12 月

(b) 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

350

（３）紀伊半島沖における稠密・広帯域長期海底地震観測(a)成果の論文発表・口頭発表等
発表者

題名

発表先

望月公廣,中東和夫,桑野Spatially varying

日本地球惑星科

亜佐子,山田知朗,篠原雅

seismicity distribution

学連合 2009 年大尚・酒井慎一,橋本信一,

in the Tonankai-Nankai

会

八木健夫,金沢敏彦,植平

regions revealed by賢司,田原道崇,内田和也

repeating long-term

発表年月日
2009.5.21

ocean bottom
observations
望月公廣,中東和夫,桑野繰り返し長期海底地震観

日本地震学会秋亜佐子,山田知朗,篠原雅測による東南海南海地震

季大会

尚,酒井慎一,金沢敏彦・

震源域における地震活動

植平賢司,清水洋,田原道と地震波速度構造2009.10.23

崇Mochizuki, K.,

Seismic characteristics

Nakahigashi, K.,

around the fault segment Research

Kuwano, A., Yamada, T., boundary of the
Shinohara, M., Sakai,

historical greatS., Kanazawa, T.,

earthquakes along theGeophysical2010.5.12

Letters

Uehira, K., and Shimizu Nankai Trough revealed
by repeating long-term
OBS observations
中東和夫,町田祐弥,一瀬広帯域海底地震計で記録

日本地球惑星科

建日,山田知朗,望月公

された南海トラフ近傍で学連合 2010 年大廣,篠原雅尚,塩原肇・金発生する超低周波地震会

望月公廣,中東和夫,桑野

東南海・南海巨大地震断層

日本地球惑星科

亜佐子,山田知朗,篠原雅境界周辺の地殻構造と地学連合 2010 年大尚,酒井慎一,金沢敏彦・

震活動のセグメンテーシ会

植平賢司,清水洋ョン中東和夫,町田祐弥,一瀬南海トラフ周辺での広帯

日本地震学会秋

建日,山田知朗,望月公域海底地震計を用いた低

季大会

廣,塩原肇,篠原雅尚,金周波地震観測2010.5.24

沢敏彦,植平賢司
2010.5.24

2010.10.27

沢敏彦,植平賢司
望月公廣,中東和夫,山田

長期海底地震観測と陸上

日本地震学会秋知朗，篠原雅尚，酒井慎

定常観測の統合トモグラ

季大会

一，金沢敏彦，植平賢司， フィ解析による東南海・南清水洋海地震震源境界域におけ351

2010.10.28

る地震活動と地震波速度
構造
Nakahigashi, K., Y.

Observation of very low

AmericanMachida, T. Isse, T.

frequency earthquake

GeophysicalYamada, K. Mochizuki,

near the Nankai Trough by Union, 2010,

M. Shinohara, H.

using broadband ocean

Shiobara, K. Kanazawa,bottom seismometers2010.12.14

Fall Meeting

K. Uehira
中東和夫，町田祐弥，一南海トラフ周辺での広帯

日本地球惑星科

瀬建日，山田知朗，望月

域地震計と水圧計を用い学連合 2011 年大公廣，塩原肇，篠原雅尚， た地震観測

2011.5.27

会

金沢敏彦，植平賢司
中東和夫，町田祐弥，一南海トラフ周辺での広帯

日本地震学会瀬建日，山田知朗，望月域海底地震計と高精度水2011 年度秋季大公廣，塩原肇，篠原雅尚， 圧計を用いた地震観測

2011.10.12

会

金沢敏彦，植平賢司
Nakahigashi, K.,Long term observation in American

Machida, Y., Isse, T.,

the Nankai Trough region GeophysicalYamada, T., Mochizuki,

using broadband ocean

Union, 2011,

K., Shinohara, M.,bottom seismometers andFall Meeting2011.12.9

Shiobara, H., Kanazawa, pressure gauges
T., and Uehira, K.,
Sugioka, H., T.

Tsunamigenic potential

NatureOkamoto, T. Nakamura,of the shallow

Geoscience

2012.5.6

Y. Ishihara, A. Ito, K. subduction plate
Obana, M. Kinoshita, K. boundary inferred fromNakahigashi, M.

slow seismic slip

Shinohara and Y. Fukao
Akuhara, T., K.

Segmentation of Vp/Vs

GeophysicalMochizuki, K.

ratio and low frequency

Research

Nakahigashi, T. Yamada, earthquake distribution

Letters

M. Shinohara, S. Sakai, around the fault
T. Kanazawa, K. Uehira, boundary of the Tonankai
H. Shimizu

and Nankai earthquakes(b) 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
352

印刷中

なし
３) 仕様・標準等の策定なし

353

（４）陸域機動的地震観測による付加体・プレート境界付近の構造調査(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者
Shiomi, K. and J. Park

題名

発表先

発表年月日

Segmentation of the

米国地球物理学平成 20 年 12subducting Philippine

連合 2008 年秋季

月 17 日Sea slab beneath the大会

southwestern part ofJapan: Relationship withthe local seismicity andslip distribution of
megathrust earthquakes
Shiomi, K. and J. Park

Converted Ps amplitude

米国地球物理学平成 21 年 12variations on a dipping

連合 2009 年秋季

月 15 日interface: Application大会

to receiver functions incentral Japan
浅野陽一，小原一成

波形相関解析による超低日本地球惑星科

平成 22 年５月

周波地震検出の試み

学連合 2010 年大23 日会
汐見勝彦，井出哲，望月公

レシーバ関数解析による

日本地震学会

平成 22 年 10廣，木村学

フィリピン海スラブ形状

2010 年秋期大会

月 27 日モデルの再検討～紀伊水道下でのスラブ断裂の可能性～
Ide, S., K. Shiomi, K..

Split Philippine Sea

Geophysical

平成 22 年 11

Mochizuki, T. Tonegawa,plate beneath Japan

Research

月３日

and G. Kimura

Letters, 37,
L21304.

浅野陽一，松澤孝紀，廣瀬

日向灘～足摺岬沖におけ日本地球惑星科

平成 23 年５月

仁，田中佐千子，汐見勝彦， る浅部超低周波地震活動

学連合 2011 年大22 日

伊藤喜宏，小原一成のマイグレーション

会

汐見勝彦

紀伊半島におけるスラブ

日本地球惑星科

平成 23 年５月

起源 Ps 変換波振幅の空間学連合 2011 年大23 日

分布：2. 入射角依存性の会

影響評価
井出哲，汐見勝彦，望月公

西南日本下の断裂したフ

日本地球惑星科

平成 23 年５月

廣，利根川貴志，木村学

ィリピン海プレート学連合 2011 年大

26 日

会

354

武田哲也，松澤孝紀，汐見

四国西部における深部低日本地震学会

平成 23 年 10

勝彦，小原一成

周波微動マルチアレイ観2011 年秋期大会

月 14 日測
松澤孝紀，武田哲也，汐見

アレイ観測で捉えられた

日本地震学会

平成 23 年 10

勝彦，小原一成

2011 年東北地方太平洋沖

2011 年秋期大会

月 14 日2011 年東北地方太平洋沖

日本地震学会

平成 23 年 10地震直後に誘発された西2011 年秋期大会

月 14 日米国地球物理学平成 23 年 12

地震直後の四国西部における誘発活動小原一成，松澤孝紀

日本における微小地震・微動活動
Takeda, T., T.

Multiple Seismic Array

Matsuzawa, K. Shiomi,

Observations for Tracing 連合 2011 年秋季

and K. Obara

Deep Tremor Activity in

月６日

大会

Western Shikoku, Japan
Shiomi, K. and J. Park

Converted Ps amplitude

米国地球物理学平成 23 年 12variations on the

連合 2011 年秋季

月９日

dipping slab Moho

大会

beneath the Kii
Peninsula, central Japan
武田哲也，松澤孝紀，汐見

四国西部における深部低日本地球惑星科

平成 24 年５月

勝彦，小原一成

周波微動マルチアレイ観学連合 2012 年大20 日

測（その２）

会

武田哲也，松澤孝紀，汐見

微小地震を用いたマルチ

日本地震学会

平成 24 年 10

勝彦，小原一成

プルアレイの投影較正

2012 年秋季大会

月 19 日(b) 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

355

（５）地殻媒質モデルの研究(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

Principal component
鳥海光弘

analysis as a tool for

Journal ofmaterials

Disastercharacterization of the

Research

Vol. 4, No.2
94-98, (2009)

plate boundary
鳥海光弘

鳥海光弘，桑谷立

地球のダイナミックス
プレート境界領域の新しい媒質評価

放送大学出版(190pp)

平成 22 年３月
Vol. 80, No.8

科学

pp 72-78,(2010)

Thermodynamic forward

桑谷立，岡本敦，鳥海光弘

modeling of progressive

Earth anddehydration reactions

Planetary

Vol. 307, pp

during subduction of

Sceinece

9-18 (2011)

oceanic crust under

Lettersgreenschist facies
マルコフランダムフィー
桑谷立，永田賢二，岡田真ルド(MRF)モデルを用いた人，鳥海光弘地震波速度構造からの流Vol. 111, no.
信学技報

体分布推定

157,
NC2011-34, pp
75-80, (2011)

Precise estimation ofpressure-temperature
桑谷立，永田賢二，岡田真人，鳥海光弘paths from zoned

Contributions

Vol. 163, pp

minerals using Markov

to Mineralogy547-562,

random field modeling:

and Petrology(2012)

Journal ofVol. 81, pp

Physical

064006-1 ---Society of

064006-6,

Japan(2012)

theory and synthetic
inversion
大野義典,永田賢二,桑谷立,庄野逸,岡田真人

西上原航,鳥海光弘

Deterministic algorithm
for nonlinear Markov
random field model
Anisotropic growth ofInternational

high-P metamorphic

Geologicalgarnet and morphological Congress Oslo
study

2008
356

平成 20 年 8 月
10 日

西上原航,鳥海光弘

ザクロ石の形態と成長量
測定

下部大島かんらん岩体におけるかんらん石の構造
解析

桑谷立,鳥海光弘2008 秋田大会

metamorphism of theGeophysicalIratsu eclogite mass inUnion Fallthe Sambagawa belt,

meeting 2008

Japan

San Francisco

田阪美樹,鳥海光弘、西上Orientation in Oshima

原航

peridotite body as aremnant of upper mantleof oceanic lithosphere

GeophysicalUnion Fall
meeting 2008

クロジャイト岩体の吸水球科学若手の会

変成作用

2009

晶方位発達過程
四国三波川帯汗見川地域の Garnet-amphibolite の
温度圧力経路20 日

平成 20 年９月
20 日

平成 20 年 12月 17 日平成 20 年 12月 17 日San Francisco
愛媛大学 GCOE 地

におけるかんらん石の結平成 20 年９月

American

三波川変成帯中五良津エ

福井県大島かんらん岩体

宇野正起,鳥海光弘

日本鉱物科学会

AmericanCrystal Preferred

田阪美樹,鳥海光弘

日本地質学会・Rehydration

Development of olivine

桑谷立,鳥海光弘

日本鉱物科学会
2008 秋田大会

夜久野オフィオライト最田阪美樹,鳥海光弘

日本地質学会・

平成 21 年１月
22 日

変成岩などシンポジウム 金沢

平成 21 年３月

シンポジウム

20 日

2009
変成岩などシンポジウム 金沢

平成 21 年３月

シンポジウム21 日

2009
変成岩などシン

桑谷立,鳥海光弘

岩石－水溶液系の相平衡

ポジウム 金沢

平成 21 年３月

熱力学

シンポジウム21 日

2009Mineral zoning andinclusion analysis of
宇野正起,鳥海光弘

prograde Garnet
Amphibolite schist :implication for the P-T
path of Sambagawa belt
357

日本地球惑星科学連合

2009 年度連合大会

平成 21 年５月
16 日

鳥海光弘,福山繭子

鳥海光弘

桑谷立,鳥海光弘

変成岩の組織の記号力学
と対照性

鳥海光弘

2009 年

沈み込み境界のせん断ク

日本地球惑星科

ラックのスリップ速度と

学連合

シーリング

度連合大会

三波川変成帯中五良津エ

日本地球惑星科

クロジャイト岩体の吸水

学連合

変成作用

度連合大会

におけるかんらん石の結晶方位形成過程 （ポスタ
ー）

鳥海光弘

学連合

度連合大会

福井県大島かんらん岩体
田阪美樹,鳥海光弘

日本地球惑星科

楔マントルの異方性とサーペンティン

2009 年2009 年

日本地球惑星科学連合

2009 年度連合大会
日本地球惑星科学連合

2009 年度連合大会

プレート境界における微日本地球惑星科

小地震活動の次元圧縮に学連合

よる媒質評価度連合大会

2009 年

平成 21 年５月
16 日
平成 21 年５月
16 日
平成 21 年５月
16 日

平成 21 年５月
17 日

平成 21 年５月
19 日
平成 21 年５月
21 日

変成反応の逆問題解析
桑谷立,鳥海光弘－ニューラルネットワー

日本地質学会

平成 21 年９月

ク手法を用いた新手法開2009 岡山大会

５日

日本地質学会

平成 21 年９月

2009 岡山大会

５日

日本地質学会

平成 21 年９月

2009 岡山大会

５日

発の試み－
四国三波川変成岩
宇野正起,鳥海光弘

Garnet-amphiboliteの上昇に伴う組織形成
Deformation and鳥海光弘

Structure-formation in
Metamorphic Rocks
Neural network analysis
for geological

桑谷立,鳥海光弘interpretation of
tomographic images
beneath Japan Islands

鳥海光弘

宇野正起,鳥海光弘

地球のダイナミックス

AmericanGeophysical

平成 21 年 12

Union, Fall

月 16 日Meeting 2009
放送大学出版(190pp)

三波川変成帯変成岩などシンGarnet-amphibolite 岩体

ポジウムの上昇に伴う物質移動量

シンポジウム358

広島

平成 22 年３月
平成 22 年３月
20 日

の定量的見積もり

桑谷立,鳥海光弘

ベイズ統計的アプローチ

変成岩などシンを用いた温度圧力経路精

ポジウム

密決定

シンポジウム広島

平成 22 年３月
20 日

変成岩における物質移動
宇野正起,鳥海光弘の定量的解析の新手法：三日本地球惑星科

波川帯

学連合

Garnet-amphibolite 岩体度連合大会

2010 年

平成 22 年５月
23 日

を例として
鳥海光弘,福山繭子

鳥海光弘

変成岩中のせん断クラッ
ク周りの記号力学系列
プレート境界における地震活動の確率共鳴
マルコフランダムフィー

桑谷立,永田賢二,岡田真

ルドモデルを用いた日本人,鳥海光弘列島下マントルウェッジ
における流体分布推定

鳥海光弘

日本地球惑星科学連合

2010 年度連合大会
日本地球惑星科学連合

2010 年度連合大会
日本地球惑星科学連合

2010 年度連合大会

平成 22 年５月
23 日
平成 22 年５月
23 日

平成 22 年５月
23 日

せん断クラックシーリン

日本地質学会

平成 22 年９月

グと変成交代作用

2010 富山大会

20 日

マルコフランダムフィー
桑谷立,永田賢二,岡田真

ルドモデルを用いた変成日本地質学会

平成 22 年９月

人,鳥海光弘

岩温度圧力経路の精密決

2010

20 日

富山大会

定
鳥海光弘

桑谷立,永田賢二,岡田真人,鳥海光弘

鳥海光弘,福山繭子

西南日本の微小地震活動の次元圧縮解析日本地球惑星科学連合

2011 年度連合大会

マントルウェッジにおけ日本地球惑星科

る流体量及び形態の空間学連合

分布に関するベイズ推定度連合大会

交代作用不安定と構成的過飽和

2011 年

日本地球惑星科学連合

2011 年度連合大会

マルコフランダムフィー
桑谷立,永田賢二,岡田真ルド(MRF)モデルを用いた人,鳥海光弘地震波速度構造からの流
体分布推定
359

ニューロコンピューティング研究会

平成 23 年５月
24 日
平成 23 年５月
25 日
平成 23 年５月
27 日

平成 23 年７月
26 日

鳥海光弘

交代作用不安定と変成岩

変成岩などシン

平成 24 年３月の空間構造

ポジウム 201223 日

非線形マルコフ確率場の大野義典,永田賢二,桑谷

ハイパーパラメータ推定

日本物理学会第平成 24 年３月

立,庄野逸,岡田真人

における決定論的アルゴ

67 回年次大会

25 日

リズム
日本地球惑星科
鳥海光弘,福山繭子

クラック内における結晶

学連合

粒界不安定

度連合大会(千2012 年

平成 24 年５月
25 日

葉)変成交代作用における不鳥海光弘,福山繭子

安定界面成長と随伴境界
不安定

桑谷立

平成 24 年９月

2012 大阪大会

17 日

スパースモデリングによ第４回圧縮センる津波堆積物の化学判別

シングシンポジの高精度化

ウム

ベイズ推論に基づく地球
桑谷立

日本地質学会

科学データプロセッシン
グなし２) ソフトウエア開発
なし
３) 仕様・標準等の策定なし

360

月 15 日

資源・素材学会

平成 25 年３月

春季大会 201329 日(b) 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

平成 24 年 12

（６）プレート境界面のすべりの時空間発展に関するデータベース構築(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

Hashimoto, C., A. Noda,

Interplate seismogenic

NatureT. Sagiya, and M. Matsu’ zones along the

Geoscience, 2,

ura

141-144

Kuril-Japan trench

発表年月日2009 年２月

inferred from GPS data
inversion
鷺谷威GPS 観測による日本列島の地震, 61,

地震テクトニクス

S479-S487

Fukuyama, E., R. Ando, C. A physics-based

Bull. Seismol.

Hashimoto, S. Aoi, and M. simulation of the 2003

Soc. Am., 99,

Matsu’ura

3150-3171

Tokachi-oki, Japan,

2009 年７月
2009 年 12 月

earthquake to predict
strong ground motions
Hashimoto, C., Fukuyama, Development of a

Annual ReportE., Terakawa, T.,

predictive simulationof the Earth

Sagiya, T., Nakajima,

system for crustal

Simulator

K., Sato, T., andactivities in and around Center, theMatsu'ura, M.

Japan -VII2010 年３月

Earth Simulator
Center, Japan
Agency for
Marine-Earth
Science andTechnology

Mitsui, N., T. Hori, S.

Constraining interplate

Miyazaki, and K.

frictional parameters by Applied

Nakamura

using limited terms of

Mechanics

synthetic observation

Japan, 58,

data for afterslip: a

113-120

Theoretical and 2010 年９月

preliminary test of data
assimilation
Terakawa, T., A.

High pressure fluid at

Geology, 38,2010 年 11 月９

Zoporowski, B. Galvan,

hypo-central depths in

995-998日

and S. A. Miller

the L’Aquila region

2010 年 12 月

inferred from earthquake
focal mechanisms
Terakawa, T. and M.

3-D tectonic stress

Tectonics, 29,

Matsu’ura

fields in and around

TC6008,361

Japan inverted from CMT

doi:10.1029/20

data of seismic events

09TC002626

Mitsui, Noa, Takane

Data assimilation of an

Theoretical and 2011 年８月

Hori, Shin’ichi

earthquake generation

AppliedMiyazaki and Naoyuki

cycle model on a 2-D

Mechanics

Kato

fault with interseismic

Japan, 59,

data

347-357

Ito, T., K. Ozawa, T.

Slip distribution of the Earth Planets

2011 年９月 27

Watanabe, and T. Sagiya

2011 off the PacificSpace, 63,日

Coast of Tohoku

627-630

Earthquake inferred fromgeodetic data
若杉貴浩

Frictional properties of 名古屋大学修士2012 年３月１

the Bungo Channel slow

論文

日2011 年東北地方太平洋沖

日本地球惑星科

2012 年４月

地震—3.11 から１年で何が学連合ニュース

分かったのか—レター, 8, 1-3

地震の予知・予測とその不オペレーション

確実性

ズ・リサーチ,slip region deduced fromgeodetic data
鷺谷威

鷺谷威

2012 年 10 月

57, 545-550
Hirai, T., and T. Sagiya Biased geodetic
inference on asperity

Earth Planets

印刷中

Space

distribution on a
subducted plateinterface: aquantitative study
鷺谷威

プレートの沈み込みに伴日本地球惑星科

2008 年５月 29

う地殻変動の逆解析—我々学連合 2008 年大日は何を見ているのか？—会，J245-005

Hashimoto, C., A. Noda,

Interplate seismogenic

6th Annual

2009 年８月 13

T. Sagiya, and M.

zones along theMeeting of the日Matsu'ura

Kuril-Japan trench

Asia Oceania

inferred from GPS data

Geosciences

inversion

Society,
Singapore,
SE54-A010362平井敬，鷺谷威

地震間地殻変動によるア

日本地震学会2009 年 10 月 22

スペリティ推定の精度評

2009 年秋季大日

価会, P2-27

橋本千尋，鷺谷威，松浦充

GPS データインバージョン

日本地震学会2009 年 10 月 23

宏による西南日本のプレー2009 年秋季大日ト間カップリングの推定会, A32-08

橋本千尋，鷺谷威，松浦充

北海道・東北地域に於ける日本地球惑星科

2009 年５月 16

宏プレート間カップリング学連合 2009 年大日による弾性変形とプレー会, T226-009

ト内非弾性変形岡崎仁一，鷺谷威，川方裕

ニュージーランド北島に

日本地球惑星科

2009 年５月 16

則，J. Beavan，L. Wallace, おけるスロースリップと学連合 2009 年大日

プレート間カップリング会, T226-P002

熊谷博之，藤原治，佐竹健

歴史・地質・測地データを

日本地球惑星科

2009 年５月 20

治，鷺谷威

用いた過去の東海地震の学連合 2009 年大日断層モデルの再検討

会, T225-P005

南海トラフの地震サイク日本地球惑星科

2009 年５月 21

ルに伴う地殻変動の時空学連合 2009 年大日間変化会, T225-003

地震サイクルシミュレー

日本地球惑星科

2009 年５月 21

ションのためのデータ同学連合 2009 年大日

化—釜石沖固有地震活動に会, S148-003

鷺谷威，小澤和浩

佐々木朋樹，鷺谷威

対する１自由度バネ・ブロ
ックモデルの適用—
Sagiya, T.

Postseismic deformation

6th Annual

2009 年８月 13of megathrust

Meeting of the日earthquakes at the

Asia Oceania

Nankai Trough: Geodetic

Geosciences

observation andSociety,

implications for

Singapore,earthquake cycle

SE54-A027

光井能麻，堀高峰，宮崎真

地震間のデータを用いた

第 59 回理論応用

一，加藤尚之２次元平面断層上におけ

力学講演会、日る地震発生サイクルモデ

本学術会議

2010 年６月

ルのデータ同化手法開発
光井能麻，堀高峰，宮崎真

地震間のデータを用いた

地球惑星科学関一，加藤尚之２次元平面断層上におけ連学会 2010 年合る地震発生サイクルモデ

同大会、幕張メルのデータ同化手法開発

ッセ国際会議場

363

2010 年５月

Sagiya, T., K. Ozawa, H. Crustal deformation

7th ACES

2010 年 10 月６

Okazaki, T. Sasaki, andcycle along the Nankai

international

日

T. Wakasugi

Trough, southwest Japanworkshop, Otaru

Mitsui, Noa, Takane

Data assimilation of an

7th ACES

Hori, Shin’ichi

earthquake generation

International

Miyazaki, Kazuyuki

cycle modelWorkshop, Otaru

南海トラフの巨大地震と日本地球惑星科

2011 年５月 24

巨大分岐断層学連合 2011 年大日2010 年 10 月

Nakamura and Naoyuki
Kato
鷺谷威，山中佳子

会, 幕張メッセ
国際会議場, 千葉市
岡崎仁一，鷺谷威

四国周辺のプレート境界

日本地球惑星科

2011 年５月 26で発生する多様なすべり

学連合 2011 年大日

現象の空間的相補性会, 幕張メッセ
国際会議場, 千葉市

Sagiya, T. and Y.

Role of mega-splay

XXV IUGG

2011 年７月２

Yamanaka

faulting in the rupture

Assembly,日

process of great

Melbourne

earthquakes along theConvention &Nankai TroughExhibition
Centre Melbour
ne, Australia

Sagiya, T. and H. Okazaki Complementarity of

XXV IUGG

2011 年７月４coseismic slip,

Assembly,日

afterslip and slow slip

Melbourneon the western Nankai

Convention &Trough plate boundary

Exhibition
Centre Melbour
ne, Australia

伊藤武男，鷺谷威，兵藤守， モンテカルロ手法を用い

日本測地学会第2011 年 10 月 27

野口巧美，里嘉千茂

た断層すべりに関する空116 回講演会、高日間解像度の最適化手法の

山市民文化会

構築館、高山市

M９巨大地震の発生を説明

日本地震学会

2011 年 10 月 12する地震発生サイクルモ

2011 年秋季大会

日デル

静岡県コンベン光井能麻，鷺谷威

364

ションアーツセ
ンター，静岡市
勝俣啓,酒井慎一

2008 年茨城県沖の地震

日本地震学会

2011 年 10 月 13

(M=7.0)に先行した地震活2011 年度秋季大日動の静穏化と活発化

会，静岡県コン
ベンションアーツセンター，静岡市

Sagiya, T., H. Okazaki,

Complementarity of

EGU2012 General 2012 年４月 24

and T. Wakasugi

coseismic slip,

Assembly,

afterslip and slow slip

Austria Centeron the Nankai TroughVienna, Vienna

日plate boundary
鷺谷威

東北地方の地殻水平歪み

日本地球惑星科

2012 年５月 25の再検討—基線測量に起因

学連合 2012 年大日するスケール誤差の可能会、幕張メッセ性—国際会議場、千葉市

Sagiya, T., and T.

Geodetic inference on

ACES

2012 年 10 月 24

Wakasugi

frictional

International

日

characteristics of theWorkshop,repeated slow slip

Makenaevents in the Bungo

Conference

Channel, southwest Japan Center, Maui.
鷺谷威・太田雄策・松多

塩野原基線の再測量

日本測地学会第2012 年 11 月１

信尚・Angela Meneses・野118 回講演会,

日村晋一・鈴木翔太

仙台福祉プラザ、仙台市

Sagiya, T., N. Matta., A. Triangulation scale

AGU 2012 Fall

Meneses, S. Nomura, S.

error as a possible cause Meeting,Suzuki, and Y. Ohta

for overlooking seismic

Mosconepotential along theConvention

Japan TrenchCenter, San
Francisco.

(b) 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
365

2012 年 12 月６日

なし３) 仕様・標準等の策定なし

366

（７）過去の地震発生履歴から見た地震サイクルの多様性の評価(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

岡村眞，松岡裕美，古野北

浜名湖湖底堆積物に記録

日本地球惑星科

平成21年５月

斗された２つの地震イベン

学連合2009年大

20日

ト

会

Matsuoka, H. and M.

Nankai earthquakes

AGU 2009 Fall

平成21年12月

Okamurarecorded in tsunami

meeting

16日

sediments during thelast 5000 years
Matsuoka, H. and M.

Tsunami Events of the

Hokudan 2010平成22年１月

OkamuraNankai Earthquakes

International

18日

during the last 4500

Symposium on

years

Active Faulting

四国沿岸域の湖沼に残さ

日本地球惑星科

平成22年５月

れた津波堆積物からみた学連合2010年大24日

南海地震の再来周期と規会

岡村眞, 松岡裕美模Okamura, M. and H.

Hyper-cycle of theAGU 2010 Fall

平成22年12月

Matsuoka

Nankai Earthquake

meeting

13日

土佐湾湾奥部蟹ヶ池の堆

日本地球惑星科

平成23年５月

積物中に見られる約 2000

学連合2011年大25日

年前のイベント会兒玉昌憲，松岡裕美，岡村

土佐湾沿岸蟹ケ池におけ日本地震学会

平成23年11月

眞る津波堆積物の堆積様式

2011年度秋季大12日

inferred from tsunami
deposits accumulated inlakes along the Nankai
Trough, past 2000 to 5000
years
松岡裕美, 岡村眞会
Okamura, M. and H.

Subaqueous tsunami

AGU 2011 Fall

平成23年12月

Matsuokasediment found in along

meeting

５日

津波堆積物からわかる南科学, v82,

平成 24 年１月

海地震の繰り返し

p182-191

the Pacific coast sideoccurred on the 11th, May
2011 off Tohoku, easternJapan岡村眞,松岡裕美

367

松岡裕美，岡村眞，田村俊

津波堆積物からみた過去

日本地球惑星科

平成 24 年５月

之の南海地震履歴－四国東学連合 2012 年大20 日部から紀伊半島の記録－

会

小柏尚貴，岡村眞，松岡裕

東北地方太平洋沖地震の

日本地震学会

平成 24 年 10

美

津波堆積物の分布様式

2012 年度秋季大月 18 日会
Okamura, M. and H.

Mega-earthquake

AGU 2012 Fall

平成 24 年 12

Matsuokarecurrences recorded in

Meeting

月３日

lacustrine deposits
along the Nankai TroughImai, K., K. Satake andAmplification of tsunami AGU Fall

平成20年12月

T. Furumura

heights by delayed

meeting

15日

rupture of greatearthquake along the
Nankai Trough
Satake, K., Y.

Recent tsunamis that

IASPEI General

平成21年１月

Hasegawa, Y. Nishimae

affected the Japanese

Assembly

15日

and Y. Igarashi

coasts and evaluation of
JMA’s tsunami warning

Imai, K., K.Satake, andAmplification of Tsunami AOGS 2009

T. Furumura

Heights by Delayed

meeting,

Rupture of Great

Singapore

平成 21 年８月

Earthquakes along the
Nankai Trough
Satake, K.

Tsunami Research and

APRU meeting,Warning System in the

Taipei, 2009平成 21 年８月

Pacific -A Historical
Review原田智也,三好崇之,石橋2009 年 8 月 11 日の駿河湾

日本地震学会秋

平成 21 年 10

克彦の地震—同時震源再決定に

季大会

月

大分県龍神池の堆積物に

地震，2，63，

平成 22 年 11記録された「巨大南海地

71-81．

月

平成 22 年５月

よる駿河湾地域の地震活動の検討—
原田智也，石橋克彦

震」の津波シミュレーショ
ンによる検討
今井健太郎，行谷佑一，都2010 年チリ中部地震によ土木学会論文集

司嘉宣，藤井雄士郎，安藤

る関東・東海地方沿岸の津B2（海岸工学），亮輔，小松原純子，小松原

波痕跡調査

Vol.66， No.1，
368

琢，堀川晴央，宮地良典,

1351-1355，

松山昌史，吉井匠，石辺岳

2010．

男，佐竹健治，西山昭仁，
原田智也，鴫原良典，鴫原
康子，藤間功司
原田智也，佐竹健治

東海・南海巨大地震による

日本地球惑星科

平成 22 年５月

西太平洋・東シナ海の津波学連合 2010 年大24 日

シミュレーション会

今井健太郎，行谷佑一，都2010 年チリ中部地震によ日本地球惑星科

平成 22 年５月

司嘉宣，藤井雄士郎，安藤

る関東・東海地方沿岸の津学連合 2010 年大23 日

亮輔，小松原純子，小松原

波痕跡調査

会

三浦半島江奈湾における

日本地球惑星科治，島崎邦彦，須貝俊彦， 関東地震による沿岸環境学連合 2010 年大西山昭仁，原田智也，

変動の珪藻分析による復会

今井健太郎，行谷佑一，上元

琢，堀川晴央，宮地良典,
松山昌史，吉井匠，石辺岳男，佐竹健治，西山昭仁，
原田智也，鴫原良典，鴫原
康子，藤間功司
千葉崇，石辺岳男，佐竹健

平成 22 年５月

野俊洋
原田智也，佐竹健治，石橋

日本海溝北部・千島海溝南日本地震学会

平成 22 年 10

克彦

部沿いの（巨）大地震の時

2010 年度秋季大月 27 日空間分布の新しい見方会

Harada T., K. Satake, and A New View on the

AGU Fall

平成 22 年 12

K. Ishibashi

Meeting 2010

月 13 日平成23年５月

Space-Time Pattern ofGreat or Large
Earthquakes along theNorthern Japan to
Southern Kurile Trenches

原田智也,・佐竹健治・石日本海溝北部・千島海溝沿日本地球惑星科

橋克彦

いで発生した（巨）大地震

学連合2011年連の時空間分布合大会

Tomoya Harada, Kenji

A New View on the SpaceIUGG 2011, Mel- 平成23年７月

Satake, and Katsuhiko-Time Pattern of Great or bourne,

Ishibashi

Large Earthquakes in the Australia
Northern Japan to
Southern Kurile Sub369

duction Zones
Tsuji Y,, K. Satake, T.

Heights and damage of the IUGG 2011, Mel- 平成23年７月

Ishibe, T, Harada, H.

tsunami of the 2011 offbourne,Kim, A. Nishiyama,

the Pacifi c coast ofAustralia

S. Murotani, T. Ueno, M. Tohoku Earthquake on the
Sugimoto, S. Oki, S.

north part of the Sanriku

Kusumoto, J. Tomari, M.

Coast

Heidarzadeh, K. Imai, B.
Choi, S. Yoon, J. Bae, K .
Kim, H. Kim
Tsuji, Y., K. Satake, T. Distribution of Tsunami

Asia Oceania

Ishibe, A. Nishiyama, T. Heights of the East Japan Geosciences
Harada, S. Murotani, and Earthquake of MarchSociety (AOGS)

T. Ueno2011

11th, 2011 Comparing

平成23年度８
月

with those of the 1960
and the 2010 Chilean
Tsunamis
原田智也,佐竹健治

日本海溝北部～千島海溝

第28回歴史地震沿いで1913～1950年に発研究会

平成23年９月

生した（巨）大地震の時空
間分布
原田智也・佐竹健治・都司

2011年東北地方太平洋沖

日本地震学会

嘉宣・西山昭仁・石辺岳男

地震・1896年明治三陸地震

2011年度秋季大の津波高分布と断層モデ会

平成23年10月

ルの再検討
都司嘉宣，佐竹健治，石辺東北地方太平洋沖地震の

日本地震学会

岳男，原田智也，金幸隆， 津波高の特徴

2011年度秋季大西山昭仁，室谷智子，上野会

平成23年10月

俊洋，杉本めぐみ，大木聖子，楠本聡，泊次郎，M.Heidarzadeh，今井健太郎，
B. H. Choi，S. B. Yoon，
J. S. Bae，K. O. Kim，
H.W.KimTomoya Harada, Kenji

Coseismic Slip Distri-

Satake, and Katsuhikobutions of Great or Large Meeting

Ishibashi

Earthquakes in the
Northern Japan to Kurile370

AGU 2011 Fall

平成23年12月

Subduction Zone
Tsuji Y,, K. Satake, T.

Characteristics of theAGU 2011 Fall

Ishibe, T, Harada, H.

height distribution of

Meeting

Kim, A. Nishiyama,

the tsunami of the 2011平成23年12月

S. Murotani, T. Ueno, M. East Japan Earthquake on
Sugimoto, S. Oki, S.

Sanriku and Kanto coasts

Kusumoto, J. Tomari, M.
Heidarzadeh, K. Imai, B.
Choi, S. Yoon, J. Bae, K .
Kim, H. Kim
Satake, K., Y. Fujii, T. Time and Space

Bulletin of the in press

Harada, Y. Namegaya

Distribution ofSeismological

Coseismic Slip of theSociety of2011 Tohoku Earthquake

America

as Inferred from Tsunami
Waveform Data
Harada T., and K. Satake Tsunami Simulations in
the Western Pacific

SPRINGERin press

Monograph

Ocean and East China Sea “Tsunami
from the Great

Events andEarthquakes along the

LessonsNankai- Suruga TroughLearned;Ecological andSocietalSignificance”

Harada T. and K. Satake

A New View on the

EGU General

平成 24 年４月

Space-Time Pattern of

Assembly 201224 日

Satake, K., Y. Fujii, T. Tsunami source model of

EGU General

平成 24 年４月

Harada, Y. Namegaya

Assembly 2012

24 日

M>7 Earthquakes in the
Northern Japan to Kurile
Subduction Zones
the 2011 Tohoku
earthquake andcomparison with the 1896
Sanriku and 869 Jogan
earthquakes
原田智也,佐竹健治,石橋

千島海溝-日本海溝北部沿日本地球惑星連

平成 24 年５月

克彦

いの大地震・巨大地震の複合 2012 年連合大23 日

雑な時空間分布会371

藤井雄士郎，佐竹健治，原2011 年東北地方太平洋沖

日本地球惑星連

平成 24 年５月

田智也，行谷佑一

地震のマルチタイムウィ合 2012 年連合大25 日

ンドウ津波波形インバー会ジョン
古村孝志，今井健太郎，前1605 年慶長地震における

日本地球惑星連

平成 24 年５月

田拓人，原田智也

八丈島の津波痕跡高の再合 2012 年連合大

23 日

検討

会

Complex Space-time

AOGS - AGU

平成 24 年８月

Pattern of M7(WPGM) Joint

14 日

Earthquakes in the

Assembly

Harada T. and K. Satake

Northern Japan to Kurile
Subduction Zones
Harada T. and K. Satake

Tsunami Simulation in

AOGS - AGU

平成 24 年８月

the Western Pacific(WPGM) Joint

16 日

Ocean and East China Sea Assemblyfrom the Great
Earthquakes along the
Nankai Trough
Satake K., Y Tsuji, T.

Tsunami Heights along

AOGS - AGU

平成 24 年８月

Ishibe, T. Harada, A.

the Pacific Coast of(WPGM) Joint

15 日

Nishiyama

Northern Honshu from the Assembly
2011 Tohoku and Past
Great Earthquakes

原田智也，佐竹健治

色丹島付近における千島日本地震学会

平成 24 年 10

海溝軸と直交する太平洋

2012 年度秋季大月 19 日スラブの断裂会

佐竹健治，藤井雄士郎，原

津波波形からみた2011 年

日本地震学会

平成 24 年 10

田智也，行谷佑一

東北地方太平洋沖地震の2012 年度秋季大月 18 日

すべりの時空間分布会－

貞観型プレート間地震が津波地震を誘発した可能性－
古川信雄，原田智也

1964 年新潟地震の断層面

日本地震学会

平成 24 年 10

－改良連携震源決定法と2012 年度秋季大月 19 日グリッドサーチ法の併用

会－(b) 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372

なし
２) ソフトウエア開発
なし
３) 仕様・標準等の策定なし

373

（８）シミュレーション手法と物理モデルの高度化(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

Urata, Y., K. Kuge, andRupture Propagation

7th General

2008 年 11 月

Y. Kasebeyond Fault

Assembly of

26 日Discontinuities:

Asian

Significance of Thermal

Seismological

Pressurization

Commission andSeismologicalSociety ofJapan, 2008
Fall meeting、
筑波

Urata, Y., K. Kuge, andHeterogeneous rupture on Geophys. Res.

Y. Kasehomogenous faults:

Lett., 35, DOI: 13 日

Three-dimensional

10.1029/2008GL

spontaneous rupture

0355772008 年 11 月

simulations with thermalpressurization
Wada, K.

andApplication of extended

6th

平成 21 年３月

finite element method

KU-NCU-TITech

10 日(X-FEM) to dynamic

Joint Student

rupture propagation

SeminarSakamoto, T, and K.

Numerical simulation of

Asian2008 年 11 月

Hirahara

an elastic block motion

Seismological

26 日

H. Gotounder friction with a MPS Commission andmethodSeismologicalSociety ofJapan, 2008
Fall meeting,
筑波

Hirahara, K.

New research project for 7th General

2008 年 11 月

the next Nankai troughAssembly of

25 日mega thrust earthquakes

Asian- Simulation research-

Seismological
Commission andSeismologicalSociety of374

Japan, 2008
Fall meeting、
筑波
Fukuda, J., K. M.

Fault friction

Johnson, K. M. Larson,parameters inferred from Res., 114,

and S. Miyazaki

the early stages

doi:10.1029/20

of afterslip following

08JB006166

J. Geophys.

2009 年４月 25
日

the 2003 Tokachi-oki
earthquake,
Hyodo, M, and A. Kageyama Two-dimensional

7th General

2008 年 11 月

quasi-static earthquake

Assembly of

26 日

cycle simulations underAsianheterogeneous structure

Seismologicalusing a simplified-cell

Commission andmodel

SeismologicalSociety ofJapan, 2008
Fall meeting,
筑波

Hirahara, K.

Toward advanced

Journal of2009 年４月９

earthquake cycle

Disaster日

simulation

Research,
Vol.4,
pp.99-105, 2009

Mitsui, Y. and K.

Coseismic thermal

J. Geophys.

2009 年９月 16

Hiraharapressurization canRes., VOL.114,

日notably prolong

B09304,earthquake recurrence

doi:10.1029/20

intervals on weak rate

08JB006220,

and state friction
faults: Numericalexperiments using
different constitutive
equations
Mitsui, Y. and K.

Interseismic pore

Geophys. Res.

2009 年 10 月

Hirahara

compaction suppresses

Lett., 36,

20 日

earthquake occurrence

L20305,and causes fasterdoi:10.1029/20

apparent fault loading

09GL039932

375

浦田優美，久家慶子，加瀬

断層の不連続部分におけ

月刊地球、31、2009 年５月１

祐子

る動的な破壊の乗り移

294-299、2009

日

り：摩擦発熱による間隙圧
上昇の影響
Urata, Y., K. Kuge, andEffect of thermal

American2009 年 12 月

Y. Kasepressurization on

Geophysical

15 日

dynamic rupture

Union 2009 Fall

propagation undermeeting（米国・

depth-dependent stressサンフランシスコ市）

和田一範，後藤浩之

和田一範，後藤浩之

拡張有限要素法(X-FEM)を

日本地球惑星科

2009 年５月 26

用いた自発的な断層破壊

学連合 2009 年大日の数値解析手法の開発

会（千葉市）

拡張有限要素法(X-FEM)を

日本地震学会2009 年 10 月

用いた自発的な断層破壊

2009 年秋季大会

23 日の数値解析手法の開発（京都市）（２）−媒質境界近傍の応力場−
橋本学，福島洋，有本美加

ALOS/PALSAR データによる

地球惑星科学連

2009 年５月 19

フィリピン海プレートの合 2009 年大会

日

沈み込みに伴う変動の検

（千葉市）

出の試み
橋本学，福島洋

ALOS/PALSAR によるフィリ

日本測地学会第2009 年 11 月５

ピン海プレートの沈み込

112 回講演会（つ日

みに伴う地殻変動検出の

くば市）

試み
Hashimoto, M., andAn attempt to detect

FRINGE2009（イ2009 年 12 月１

Y.Fukushima

secular deformation

タリア・フラス日

associated with theカティ市）

subduction of thePhilippine Sea platewith ALOS/PALSAR
平原和朗，光井能麻，堀高地震発生サイクルシミュ

日本地震学会2009 年 10 月

峰

レーションコードの高速2009 年度秋季大22 日

化：（１）検討と高速多重会（京都市）

極法の適用
Hirahara; K.,, N.

Development of a fast

American2009 年 12 月

Mitsui and T. Hori

code for earthquake

Geophysical

15 日

cycle

simulation - (１) Union 2009 Fall
376

Application of Fast

meeting（米国・Multipole Method

サンフランシスコ市）

Goto, H., L.

Simulation ofGeophys. J.

Ramirez-Guzman and J.

spontaneous ruptureInt.

Bielakbased on a combined

Vol.183, No.2,

boundary integral

pp.975-1004

2010 年 11 月

equation method andfinite element method
approach: SH and P-SV
cases
加納将行，宮崎真一，伊藤余効すべり人口データを

地震、2, 63,耕介，平原和朗

用いたアジョイント法に

57-69

2010 年 11 月

よる摩擦パラメータ・初期値の推定
Yoshioka, Ｓ.， Y.

Numerical simulations of EGU,

2010 年５月

Suminokura, T. Matsumoto temperature

EGU2010-5679,

and J. Nakajima

Viennadistributions
associated with
subduction of thePhilippine Sea plate,southwest Japan

隅倉陽一郎，吉岡祥一，松西南日本におけるフィリ

日本地球惑星科

2010 年５月 24

本拓己，中島淳一

ピン海プレートの沈み込

学連合 2010 年大日

みに伴う温度分布の数値

会, SSS027-P23,

シミュレーション千葉

隅倉陽一郎，吉岡祥一，松西南日本におけるフィリ

日本地震学会

本拓己 ，中島淳一

ピン海プレートの沈み込

2010 年秋季大みの２次元温度モデリン

会, A11-11, 広

グ～ホットプリューム、降島

2010 年 10 月

伏応力、削剥の効果～
Suminokura,Y.,S.

2-D thermal modeling ofAsian2010 年 11 月９

Yoshioka, T. Matsumoto

the Philippine Sea plate Seismologicaland J.Nakajima, -in southwest Japan

Commission-effects of hot plume,(ASC)、S7-04,

yield stress, and2010

surface erosion

ム・ハノイ）Urata, Y., K. Kuge, andRupturepropagation

Japan

2010 年５月 24

Y. Kasebeyondfault

Geoscience

日

377

日

（ベトナ

discontinuities

underdepth-dependent

Union Meeting
2010、千葉stress:

Effectofthermalpressurization

Urata, Y., K. Kuge, andSpontaneous dynamic

ESD (Earthquake 2010 年６月 29

Y. Kaserupture propagation

Sourcebeyond fault

Dynamics) 2010

discontinuities: EffectWorkshop 、スロof thermal

バキア

日

pressurization
Urata, Y., K. Kuge, andSpontaneous dynamic

7th ACES

2010 年 10 月５

Y. Kaserupture propagation

International

日beyond fault

Workshop、小樽

discontinuities: Effectof thermalpressurization
浦田優美，久家慶子，加瀬Thermal pressurization

日本地震学会2010 年 10 月

祐子

を考慮した動的破壊過程

2010 年秋季大28 日と間隙水の相変化

会,P3-28,広島

Urata, Y., K. Kuge, andSpontaneous dynamic

AsianY. Kaserupture propagation with Seismological

和田一範,後藤浩之

後藤浩之

Goto,H. and J. Bielak

2010 年 11 月９日

thermal pressurization:

Commission

Phase transitions of(ASC) 2010、ベ

pore fluid

トナム・ハノイ拡張有限要素法（X_FEM）

日本地震学会2010 年 10 月を用いた弾塑性媒質中の2010 年秋季大28 日

自発的な断層破壊の解析会,P3-36,広島

要素サイズ可変型 FEM に

日本地震学会2010 年 10 月

よる動的地震サイクルシ

2010 年秋季大28 日

ミュレーションの試み

会、P3-71, 広島

Hybrid multi-domain

Workshop

2010 年６月 30

finite element andEarthquake日boundary element method

Source Dynamics

for dynamic rupture inheterogeneous media
Goto, H., L.

Simulation ofWorkshop

2010 年６月 29

Ramirez-Guzman and J.

spontaneous rupture

Earthquake

日

Bielakbased on a combined

Source Dynamics

378

boundary integral
equation method andfinite element method
approach
橋本学
橋本学
福島洋

４年間の ALOS/PALSAR 観

日本地震学会2010 年 10 月

測から見た四国の変動

2010 年秋季大会

28 日

４年間の ALOS/PALSAR 観

日本測地学会第2010 年 11 月８測から見た四国の変動

114 回講演会

日

短基線長 InSAR 時系列解

日本測地学会第2010 年 11 月８

析のノイズ軽減手法とキ

114 回講演会日

PS 干渉解析による 2004 年

日本測地学会第2010 年 11 月８新潟県中越地震後の地殻114 回講演会日

Secular crustal

第４回 ALOS デー

2010 年 11 月

deformations derived

タノード共同 PI 17 日

from 4 year long

シンポジウムラウエア
福島洋,Hooper A.

変動,
Hashimoto, M.

observation of
ALOS/PALSAR
Fukushima, Y.

Vertical displacements

第４回 ALOS デー

at Kilauea volcano

タノード共同 PI 17 日

measured by

シンポジウム2010 年 11 月

small-baseline InSAR
time-series analysis
using PALSAR data
Fukushima, Y., and A.

Measurement of2010 AGU fall2010 年 12 月

Hooperquasi-steadymeeting, San

13 日

deformation in

Francisco

Niigata-Chuetsu region,
central Japan, using
persistent scatterer
interferometry
加納将行,宮崎 真，伊藤耕

余効すべり人工データを

日本地球惑星科

2010 年５月 28介，平原 和朗

用いたアジョイント法に学連合 2010 年大日

よる摩擦パラメータ・初期

会,

値の推定

MGI017-11、千葉

加納将行，宮崎真一，伊藤余効すべり時空間発展の理論応用力学講2011 年３月８

耕介，平原和朗

予測手法の開発

演会

日

379

三井雄太，平原和朗，M.

非定常な間隙流体圧が断日本地震学会2010 年 10 月

Cocco

層のスティックスリップ

2010 年秋季大28 日

挙動に及ぼす影響会、C28-08, 広－現象論モデルの統合による

島－
三井雄太，平原和朗

震源核生成の初期段階に

日本地震学会2010 年 10 月

おける断層面上クリープ

2010 年秋季大28 日

伝播を特徴づける無次元会、P3-46, 広島

パラメータ平原和朗，大谷真紀子，光高速多重極法を用いた無日本地球惑星科

2010 年５月 24

井能麻，堀高峰

限均質弾性体中での大規学連合 2010 年大日

模地震発生サイクルシミ会, SSS027-P17,ュレーション

千葉

地震発生サイクルシミュ

日本地震学会2010 年 10 月

橋康人，堀高峰，兵藤守， レーションコードの高速2010 年秋季大28 日

中島浩，岩下武史

会、P3-42,広島

平原和朗，大谷真紀子，高化：（２）HierarchicalMatrices 法の適用

Hirahara,K., Y. Kaneda

Research Project for the Asian

2010 年 11 月８

and T. Furumura

next Nankai megathrust

Seismological日

earthquake, southwest

Commission

Japan

(ASC)
S1-02,2010（ベトナム・ハノイ）

大谷真紀子，平原和朗

三次元均質半無限弾性体

日本地球惑星科

2010 年５月 24を仮定した地震サイクル

学連合 2010 年大日

シミュレーションにおけ会, SSS027-P18,

る高速多重極法（FMM）を千葉

用いた応力計算法の開発
大谷真紀子，平原和朗，高H-matrices を用いた大規日本地震学会2010 年 10 月

橋康人，掘高峰，兵藤守， 模準動的地震発生サイク2010 年秋季大28 日

中島浩，岩下武史

会、P3-423、広ルシミュレーション

島
Ohtani, M., K. Hirahara, Large-scale

Asian2010 年 11 月９

Y. Takahashi, T. Hori, M. quasi-dynamic

Seismological日

Hyodo, H. Nakashima andearthquake cycle

Commission

T. Iwashita

simulation with(ASC)

H-matrices

S3-24,2010（ベトナム・ハ380

ノイ）
鹿倉洋介，深畑幸俊，光井成層粘弾性を考慮した西日本地球惑星科

2010 年５月 24

能麻，平原和朗

南日本の地震発生サイク学連合 2010 年大日

ルのセルモデルシミュレ

会, SSS027-P19,

ーション

千葉

鹿倉洋介，深畑幸俊，光井成層粘弾性を仮定した南

日本地震学会2010 年 10 月

能麻，平原和朗

海トラフ地震サイクル中2010 年度秋季大28 日

での西南日本内陸地震発会、P3-44,

生様式のセルモデルシミ

島広ュレーション
Shikakura, Y., Y.

3-D cell model

AmericanFukahata, N. Mitsui, and simulation of the inland GeophysicalK. Hirahara

earthquake generation

Union 2010 Fallpattern in Southwest

meeting（米国・Japan during the Nankai

サンフランシスearthquake cycles in a

コ市）

2010 年 12 月
15 日

layered viscoelastic
mediumOhtani,M.

Fast computation ofProcedia2011 年５月 18

K.Hirahara,

quasi-dynamic

Computer日

Y.Takahashi, T. Hori,

earthquake cycle

Science, 4,

M. Hyodo, H. Nakashima, simulation

1456–1465

andwith HierarchicalT. Iwashita

Matrices

Urata, Y., K. Kuge, andSpontaneous dynamic

Bulletin of the 2012 年２月

Y. Kaserupture propagation

Seismologicalbeyond fault

Society of

discontinuities: EffectAmerica, 102,of thermal

53–63, doi:pressurization

10.1785/012011
0089, 2012

Mitsui, Y., N. Kato, Y.

Megaquake cycle at the

Earth andFukahata and K.

Tohoku subduction zone

Planetary

Hirahara,

with thermal fluid

Sciencepressurization near the

Letters,

surface325-326, 21-26,
doi.org/10.101
6/j.epsl.2012.
01.026, 2012.
381

2012 年１月

Ohtani, M.

Large-scale

Master Thesis,

Quasi-dynamic

Graduate School

Earthquake Cycleof Science,

Simulation

Kyoto

2012 年３月

University,
pp67,2012
吉岡祥一，隅倉陽一郎，松フィリピン海プレートの東濃地震科学研

本拓己，中島淳一

沈み込みに伴う温度分布

究所報告の数値シミュレーション

No.27，127-145

2-D Numerical

Asia Oceania

Suminokura, T. Matsumoto Simulations on

Geosciences

and J. Nakajima

Temperature Fields

Society 8th

Associated with

Annual Meeting

Subduction of the

2011,

Philippine Sea Plate in

SE71-A001,

Southwest Japan

Taipei

豊後水道で発生する長期

日本地震学会的スロースリップイベン

2011 年秋季大トについて会, P3-32, 静岡

伊勢湾付近の深部低周波

日本地震学会地震の空白域について

2011 年秋季大Yoshioka, S.,Y.

松岡美子，吉岡祥一

末永伸明，吉岡祥一

2011 年５月

Seq.
2011 年８月

2011 年 10 月

2011 年 10 月

会, P1-70, 静岡
Yoshioka, S.,Y.

Numerical simulations on Numerical

Suminokura, T.Matsumoto

temperature fields

simulations on

and J. Nakajima

associated withtemperature

subduction of the

fieldsPhilippine Sea plate inassociated with

Southwest Japansubduction of2012 年２月

the Philippine
Sea plate inSouthwest Japan
後藤浩之，山本揚二朗，北動的地震サイクルシミュ

日本地球惑星科

2011 年５月 25

佐枝子

レーションの効率化に向学連合 2011 年大日

けた数値解析手法の開発

会、
SSS035-P31、千葉

後藤浩之，山本揚二朗，北東北地方太平洋沖地震の

日本地震学会

2011 年５月 23

佐枝子

動的破壊シミュレーショ

2011 年秋期大日

ン -数十秒あけて発生す

会、

382

Wada,

K., and H. Goto

る隣接した破壊の表現-

P1-08、静岡

Generation mechanism of2011 AGU Fall

2011 年 12 月８

surface and buried

Meeting、日

faults considering the

S43C-2278、サンeffect of plasticity in a フランシスコ
shallow crust structure
浦田優美，久家慶子，加瀬Spontaneous dynamic

祐子

rupture propagation with 学連合 2011 年大日本地球惑星科

2011 年５月 23日

thermal pressurization:

会,

Phase transitions of

SSS027-P21,

pore fluid

幕張

浦田優美，久家慶子，加瀬Thermal pressurization

日本地震学会

2011 年 10 月

祐子と間隙水の相変化を考慮

2011 年秋季大14 日

した動的破壊過程の数値会, P3‒54、静岡

実験,三井雄太，平原和朗，

間隙流体圧変化にほとん

日本地球惑星科

2011 年５月 27

Massimo Cocco

ど支配された地震サイク学連合 2011 年大日ルのプライマリーモデル

会, SSS025-14,
幕張Hashimoto, M

Evaluation of the

28th ISTS

2011 年６月５

Capability of

沖縄県宜野湾市日

Hashimoto, M., A. Saito, Imaging of Interseismic

IUGG2011,

2011 年６月 30

and D. Mineyama

Deformation With

G01S4-3286,

日

ALOS/PALSAR And the

オーストラリEffect of Traveling

ア・メルボルン

Ionospheric Disturbance市

ALOS/PALSAR Has Changed

Asia-Pacific2011 年９月 28

the Earthquake Science

International

日

ALOS/PALSAR to Detect
Secular Crustal
Deformations in
Subduction Zones

Hashimoto, M.

Conference on
Synthetic
Aperture Radar
大韓民国ソウル市
加納将行，宮崎真一，伊藤アジョイント法による余383

日本地球惑星科

2011 年５月 23

耕介，平原和朗

効すべり時空間発展の予学連合 2011 年大測手法の開発会, MGI017-11日幕張
大谷真紀子，平原和朗，堀2011 年東北地方太平洋沖

日本地震学会

2011 年 10 月

高峰，兵藤守地震発生サイクルモデル

2011 年秋期大12 日の準動的シミュレーショ

会、ンによる比較検証

P1-13、静岡

Ohtani M., K., Hirahara, Comparative study on

2011 AGU Fall

T., Hori, and M., Hyodo

quasi-dynamic

Meeting、

earthquake cycle models

U51B-0044、サン2011 年 12 月

for the 2011 giant Tohoku フランシスコ
earthquake
平原和朗，大谷真紀子，兵大規模マルチスケール地

日本地球惑星科

2011 年５月 24

藤守，堀高峰震発生サイクルシミュレ

学連合 2011 年大日ーションの高速化手法

会、
SSS035-40、千葉

Hirahara, K., M. Ohtani, Fast computational

IUGG2011,

2011 年７月２

M. Hyodo, T. Hori.

methods for large- and

S10S2-3078,日

multiscale

オーストラリinterplate earthquake

ア・メルボルンcycle simulations

市

平原和朗，大谷真紀子，鹿メモリ変数を用いた粘弾

日本地震学会

2011 年 10 月

倉洋介

性媒質における地震発生

2011 年秋期大13 日

サイクルシミュレーショ

会、ン

D21-10、静岡

Quasi-dynamic

2011 AGU Fall

earthquake cycle

Meeting、

simulation in a

T43I-01,サンフ

Hirahara, K.,
Ohtani, Y.

M.

Shikakura2011 年 12 月

viscoelastic medium with ランシスコ
memory variables
鹿倉洋介,深畑幸俊,平原南海トラフ沈み込みイベ

日本地球惑星科

2011 年５月 25

和朗ントに伴う西南日本内陸学連合 2011 年大日

活断層の破壊関数変化

会、
SSS035-P01、千葉

鹿倉洋介,深畑幸俊,平原フィリピン海プレートと日本地震学会

2011 年 10 月

和朗

太平洋プレートの沈み込

2011 年秋期大14 日

みイベントに伴う西南日

会、

384

本内陸活断層のクーロン

P3-45、静岡

破壊関数の変化
Goto1,H.,Y. Yamamoto,and S. Kita

Dynamic rupture

Earth Planets

2013 年 1 月 28

simulation of the 2011

Space, 64,日

off the Pacific coast of 1167–1175, 2012
Tohoku Earthquake:
Multi-event generation
within dozens of seconds
Hirahara, K., M. Ohtani, Quasi-dynamic

33rd General2012 年８月 20

M. Hyodo and T. Hori

Assembly of日earthquake cycle models

for the 2011 Tohoku giant ESC, Moscow,
earthquake

RussiaHirahara, K., M. Ohtani, Earthquake cycle models
M. Hyodo and T. Hori

9th Generalfor the 2011 Tohoku giant Assembly ofearthquake2012 年９月 18日ASC,Ulaanbaatar,
Mongolia

Ohtani M., K. Hirahara,

Possible occurrence of a APEC

T., Hori, and M. Hyodo

giant interplate

Cooperation for 26 日

earthquake in

Earthquake

northeasternJapan

2012 年 10 月

Simulation

greater than the 2011

(ACES) 8th

Tohoku earthquake

International
Workshop, Maui,
Hawaii

平原和朗,鹿倉洋介,大谷

成層粘弾性媒質中での準日本地球惑星科

2012 年５月 23

真紀子,兵藤守,堀高峰,橋

動的地震発生サイクルシ

学連合 2012 年大日間昭徳

ミュレーション

会、SSS38-08,
幕張

大谷真紀子,平原和朗,堀福島沖における固着の変

日本地球惑星科

2012 年５月 23

高峰,兵藤守化を含む東北地方太平洋

学連合 2012 年大日沖地震発生サイクルシミ

会、SSS39-P2,

ュレーション幕張

鹿倉洋介,深畑幸俊,平原プレート運動と地震発生

日本地球惑星科

2012 年５月 23

和朗に伴う西南日本内陸活断学連合 2012 年大日層の長期的な破壊関数の

会、幕張

変化
平原和朗,鹿倉洋介,大谷

漸化型メモリ変数法を用385

日本地震学会

2012 年 10 月

真紀子，兵藤守，堀高峰， いた粘弾性媒質における2012 年秋季大橋間昭徳

会、P1-66、函館地震発生サイクルシミュ

17 日

レーション
鹿倉洋介，深畑幸俊，平原

昭和東南海・南海地震後の

日本地震学会

2012 年 10 月

和朗

プレート間固着分布を考2012 年秋季大17 日

慮した西南日本内陸活断会、P1-67、函館層のクーロン破壊関数の長期変化
大谷真紀子，平原和朗，堀2011 年東北地方太平洋沖

日本地震学会

2012 年 10 月

高峰，兵藤守

地震より大きな地震は東2012 年秋季大17 日

北で発生するか会、P2‒68、函館

曲面スラブの沈み込みに日本地震学会

2012 年 10 月

伴う温度場・流れ場・地殻2012 年秋季大17 日

熱流量の３ 次元数値シミ会、P2‒30、函館

季頴鋒，吉岡祥一

ュレーション
後藤浩之，奥村与志弘

海溝型地震の分岐断層破

日本地震学会

2012 年 10 月

壊シナリオで発生する津2012 年秋季大

18 日

波の特徴

会、B22-11、函館(b) 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

386

（９）連動条件評価のためのシミュレーション研究(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者
Kato, N.

題名

発表先

Fracture energies at

Earth Planet.

the rupture nucleation Sci. Lett.,
points of large

発表年月日
平成 24 年 11月

353-354,

interplate earthquakes 190-197.
Suzuki, T.

Understanding of

J. Geophys.

平成 24 年５月

dynamic earthquake slip Res., 117,
behavior using damage

B05309,as a tensor variable:

10.1029/2011JB0

Microcrack

08908.

doi:

distribution,orientation, and modeand secondary faulting
鈴木岳人

Kato, N.

２つの無次元数による繰

日本地震学会

平成 24 年 10り返し地震の発生間隔と2012 年度秋季大月

モーメントの理解会

Complicated Recurrence AGU 2012 Fall

平成 24 年 12

of Slip Events on a

Meeting, San月

Uniform CircularFrancisco, USA

Asperity
Mitsudo, T., and N. Kato The large deviation

AGU 2012 Fallfunction and recurrent Meeting, Sanproperties of

平成 24 年 12
月Francisco, USA

large earthquakes in
two-dimensional
forest-fire models
光藤哲也,加藤尚之

二次元 forest-fire モ

日本地震学会

平成 24 年 10

デルにおける大地震の再2012 年度秋季大月

帰性と大偏差関数

会

Kato, N., and K.

Possibility of the use 日本地球惑星科

Katsumataof seismicity data for 学連合 2012 年大monitoring

平成 24 年５月

会

spatiotemporal slip
variation on a plateinterface
光藤哲也,加藤尚之

簡単な地震モデルにおけ日本地球惑星科

る頻度の大偏差関数のス学連合 2012 年大387

平成 24 年５月

加藤尚之

光藤哲也,加藤尚之

ケーリングと相図会

プレート境界地震の破壊

日本地球惑星科

開始点における破壊エネ

学連合 2012 年大ルギーの推定会

簡単な地震のモデルにお日本物理学会ける頻度の大偏差関数

2012 年秋季大会

平成 24 年５月

平成 24 年９月

(２)
光藤哲也，加藤尚之

二次元 forest-fire モデ

日本物理学会第ルにおけるパーコレート

68 回年次大会

平成 25 年３月

地震の再帰性と頻度の揺らぎ
Agata, R., T. Ichimura,

Crustal Deformation

AGU 2012 Fall

T. Hori, K. Hirahara, and Analysis Using a 3D FE Meeting, San
M. HoriHigh-fidelity Model

平成 24 年 12
月Francisco, USAwith Fast Computation
Method and Its
Application to
Inversion Analysis ofFault Slip in the 2011
Tohoku Earthquake
Harada, T., and K. Satake A New View on theSpace-Time Pattern of

EGU 2012 General 平成 24 年４月
Assembly,

M>7 Earthquakes in the Vienna, Austria
Northern Japan to
Kurile Subduction Zones
原田智也，佐竹健治，石橋

色丹島付近における千島日本地震学会

平成 24 年 10

克彦

海溝軸と直交する太平洋

2012 年度秋季大月

スラブの断裂会

原田智也，佐竹健治，石橋

千島海溝-日本海溝北部

日本地球惑星科

克彦

沿いの大地震・巨大地震学連合 2012 年大の複雑な時空間分布会

Hashimoto, C., A. Noda,

The Mw 9.0 northeast

Geophys. J.

and M. Matsu'ura,Japan earthquake: total Int., 189, 1-5
rupture of a basement
asperity(b) 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
388

平成 24 年５月

平成 24 年４月

２) ソフトウエア開発
なし
３) 仕様・標準等の策定なし

389

（10）地震発生サイクル多様性のメカニズム解明(a)成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

山口哲生，大亦聡，土井正

粘着性ゲルシートのすべ

日本ゴム協会誌，

男

発表年月日

第 82 巻第３号，り摩擦

93 ページ, 2009

T. Yamaguchi, S. Ohmata, Regular to chaotic
M. Doitransition of

J. Phys.:Condens. Matter.
21, 205105, 2009

stick-slip motion insliding friction of anadhesive gel-sheet
N.Mitsui, T. Hori, H.
Sakaguchi, S.Miyazaki

Afterslip as a part of AGU 2008 Fall
Meeting
earthquake rupture

2008 年 12 月
18 日

process
T. Hori, S. Miyazaki, N. A model of

J.Disaster Res., 2009 年４月１

Mitsuiearthquake-generation

Vol.4, No. 2, pp. 日

cycle with

111-117, 2009.

scale-dependent
frictional property preliminary results andresearch plan for a
project of evaluation
for coming Tokai,
Tonankai, and Nankai
earthquakes
K. Ariyoshi, T. Hori,

Influence ofGondwana Res.,

2009 年５月 16

J.P. Ampuero, Y. Kaneda, interaction between

16, 3-4,

日

T. Matsuzawa, R. Hino, A. small asperities on

534-544, 2009.

Hasegawa

various types of slow
earthquakes in a 3-D
simulation for a
subduction plateboundary

堀高峰

プレート境界地震の規模

地震 2, Vol.61 特と発生間隔変化のメカニ

集号, S391-S402, 日

390

2009 年７月 31

ズム

2009

光井能麻，堀高峰，宮崎真複数のアスペリティ連動

地球惑星科学連

2009 年５月 20

一時のスロースリップ発生

合大会,

日

基準の変化

S148-P019

山口哲生，森下真年，土井

粘着性ゲルのすべり摩擦

地球惑星科学連正男，堀高峰，阪口秀におけるグーテンベルグ

合大会, T225-012 日

2009 年５月 21－リヒター則堀高峰，兵藤守，宮崎真一， スケール依存の摩擦特性

地球惑星科学連

2009 年５月 20

光井能麻を仮定した南海巨大地震

合大会,

日

のモデリング

T225-P007

宮崎真一，堀高峰，光井能

Numerical study of

地球惑星科学連

麻afterslip following the 合大会,
2003 Tokachi-oki

2009 年５月 20
日

T225-P010

earthquake
吉岡直人，阪口秀，堀高峰

せん断力下にあるガウジ

日本地震学会秋2009 年 10 月

層の内部構造解析とすべ

季大会,D11-03

21 日

り予測の試み有吉慶介，堀高峰，中田令

沈み込みプレト境界型巨

日本地震学会秋2009 年 10 月子，他

大地震に先行する深部で季大会,D11-09

21 日の微動活動変化の特徴
安藤亮輔，中田令子，堀高

深部低周波地震の発生過

日本地震学会秋2009 年 10 月

峰

程に関する理論的考察

季大会, A32-02

23 日

山口哲生，森下真年，土井高分子ゲルを用いたゆっ

日本地震学会秋2009 年 10 月

正男，堀高峰，阪口秀

くり地震のモデル実験

季大会, P3-52

23 日

Nakata, R., N. Suda, T.

Spatial and temporal

AGU Fall2009 年 12 月

Hori, S. Tanaka

stress change due toMeeting,

14 日

short-term slow slip

T11C-1834

events inferred fromobservations of deep
non-volcanic tremors inwestern Shikoku,
southwest JapanT. Hori, S. Miyazaki,

Hierarchical asperity

Geophys. Res.

2010 年５月 21model for multiscale

Lett., 37,日

characteristic

L10304,doi:10.1

earthqua- kes: a029

numerical study for the /2010GL042669,
off-Kamaishi

2010

earthquake sequence in391

the NE Japan subduction
zone
R. Ando, R. Nakata, T.

A slip pulse model with Geophys. Res.

2010 年５月 25

Horifault heterogeneity for Lett., 37,日

low-frequency

L10310,earthquakes and tremor doi:10.1029/
along plate interfaces 2010GL043056,
2010.
N. Mitsui, T. Hori, S.

Data assimilation of an Theoretical and2011 年１月 21

Miyazaki, N. Kato

earthquake generation

Applied日（web 公開）

cycle model on a 2-D

Mechanics Japan,

fault using

59, 175, 2010.

interseismic data
K. Sato, T. Baba, T.

Afterslip distribution Earth Planets2010 年 11 月

Hori, M. Hyodo and Y.

following the 2003

Space, 62,

18 日受理KanedaTokachi-oki

923-932, 2010.

earthquake: An
estimation based on theGreen's functions for
an inhomogeneous
elastic space with
subsurface structure
安藤亮輔,中田令子,堀高スリップパルスによる深地球惑星科学連

2010 年５月 23

峰部低周波地震のモデル化

合大会,

日

SCG085-07
中田令子,安藤亮輔,堀高

沈み込み帯における深部

地球惑星科学連

2010 年５月 23

峰

低周波地震の震源構造に

合大会,

日

依存するスペクトル特性

SCG085-P07

階層アスペリティモデ

地球惑星科学連

2010 年５月 24

ル：釜石沖地震の数値シ

合大会,

日

ミュレーション

SSS027-09

平原和朗,大谷真紀子,光高速多重極法を用いた無地球惑星科学連

2010 年５月 24

井能麻，堀高峰

限均質弾性体中での大規

合大会,

日

模地震発生サイクルシミ

SSS027-P17

堀高峰，宮崎真一ュレーション
兵藤守,堀高峰

南海トラフ巨大地震サイ

地球惑星科学連

2010 年５月 24

クルのモデル化ー応力蓄

合大会,

日

積レートの変化による再

SSS027-P20

来間隔変化ー392山口哲生，森下真年，土井高分子ゲルのすべり摩擦

日本地震学会秋2010 年 10 月

正男，堀高峰，阪口秀におけるスケーリング則季大会, B32_02

29 日

中田令子，安藤亮輔，堀高

深部低周波地震・微動の日本地震学会秋2010 年 10 月峰，井出哲

破壊伝播を規定する震源

季大会, B32_03

29 日

構造と摩擦特性：力学モ
デルにもとづく数値実験
光井能麻，堀高峰，宮崎真

２次元平面断層上におけ日本地震学会秋2010 年 10 月

一，加藤尚之る地震発生サイクルモデ

季大会, B32_08

29 日

大きな破壊への準備過

日本地震学会秋2010 年 10 月

程：数値実験にもとづく

季大会, B32_09

29 日

媒質の粘性と摩擦接触点

日本地震学会秋2010 年 10 月

近傍の幾何形状変化に着

季大会, P3_40

29 日ルのデータ同化手法開発
堀高峰，阪口秀考察兵藤守，堀高峰，阪口秀

目した固着_すべりの有限要素モデリングR. Nakata, R.

Rupture propagation

AGU Fall Meeting 2010 年 12 月

Ando,T.Hori, S. Idepatterns of deep

2010, S23A-2118

14 日

low-frequency
earthquakes depending
on source structure andfrictional property:
numerical analysis
based on dynamic model
T. Hori, S. Miyazaki,

A possible mechanism of Earth Planets

2011 年９月 27

M 9 earthquake

Space, 63,日(on line)

generation cycles in

773–777, 2011

the area of repeating M
7∼8 earthquakes
surrounded by aseismic
sliding
T. Hori, H. Sakaguchi

Numerical simulation of Geophys. J.

2011 年 10 月

afterslips and slow

Inter., 187,

21 日(on line)

slip events that1089-1100, 2011

occurred in the same
area in Hyuga-nada ofsouthwest Japan
Yamaguchi, T., M.

Gutenberg-Richter’sMorishita, M. Doi, T.

law in sliding friction Res., 116,
393

J. Geophys.

2011 年 12 月
13 日

Hori, H. Sakaguchi, andof gels

B12306, doi:

J.-P. Ampuero

10.1029/2011JB0
0 8415, 2011

K. Ariyoshi, T. Hori, Y. EFFECTS OF SMALL
Kaneda, J.-P. Ampuero,2011 年６月

ASPERITIES ON MIGRATION Geosciences, 26,

T. Matsuzawa, R. Hino, A. OF SLOW-EARTHQUAKES
Hasegawa

Advances in
Solid Earth,

ALONG TRENCH DIRECTION 47-54, 2011
OF SUBDUCTION PLATEBOUNDARY:
INVESTIGATION THROUGH A
3-D NUMERICALSIMULATION

T. Hori

Numerical experiment of ACES workshop

2011 年５月３

sequential data日

assimilation for
crustal deformation
between Tonankai &Nankai earthquakes
中田令子, 安藤亮輔, 堀

スロー地震の発生メカニ

地球惑星科学連

2011 年５月 22

高峰, 井出 哲

ズム:動的モデルに基づ

合大会,

日

いた数値解析スリップパ

SCG058-07 地球惑

ルスによる深部低周波地星科学連合大会,

震のモデル化SCG085-07

有吉慶介,松澤暢,堀高峰,

数値シミュレーションか

地球惑星科学連

2011 年５月 23

中田令子,ジャンポールア

ら予測される浅部低周波

合大会,

日

ンプエロ,日野亮太,長谷イベントの特徴沈み込み

SCG085SCG060-P0

川昭，金田義行

帯における深部低周波地

720

震の震源構造に依存する
スペクトル特性
堀高峰,兵藤守,宮崎真一

東南海地震後から南海地

地球惑星科学連

2011 年５月 24

震までの地殻変動データ

合大会,

日

に対する逐次データ同化

SSS03527-0939の数値実験階層アスペリ
ティモデル：釜石沖地震の数値シミュレーション
平原和朗,大谷真紀子,兵大規模マルチスケール地

地球惑星科学連

2011 年５月 24

藤守,堀高峰震発生サイクルシミュレ

合大会,

日

ーションの高速化手法高

SSS03527-P1740

速多重極法を用いた無限394

均質弾性体中での大規模地震発生サイクルシミュ
レーション
山口哲生,堀高峰,阪口秀

高分子ゲル-アクリル樹

地球惑星科学連

2011 年５月 23

脂のすべり摩擦における

合大会,

日

ゆっくりすべりと高速すSSS027-P20

べり南海トラフ巨大地震
サイクルのモデル化ー応
力蓄積レートの変化による再来間隔変化ー
T.Hori, S. Miyazaki, M.

Generation Mechanism of AOGS, SE87-A016

2011 年８月 12

Hyodo

Giant Earthquakes in日

Subduction Zones with
Low Interplate Coupling
大谷真紀子,平原和朗,堀2011 年東北地方太平洋

日本地震学会秋2011 年 10 月

高峰,兵藤守沖地震発生サイクルモデ

季大会, P1‒1312 日

ルの準動的シミュレーシ
ョンによる比較検証高分
子ゲルのすべり摩擦におけるスケーリング則深部
低周波地震・微動の破壊伝播を規定する震源構造と摩擦特性：力学モデルにもとづく数値実験
山口哲生,堀高峰,阪口秀,深部低周波地震・微動の日本地震学会秋2011 年 10 月

ジャンポールアンプエロ

破壊伝播を規定する震源

季大会, C21-13

13 日

東北地方太平洋沖地震に

日本地震学会秋2011 年 10 月

伴う海溝軸付近での地殻

季大会, P2-1213 日構造と摩擦特性：力学モ
デルにもとづく数値実験
ゲルのすべり摩擦におけるスロースリップと巨大地震２次元平面断層上における地震発生サイクル
モデルのデータ同化手法
開発
兵藤守,堀高峰

変動の解釈２次元平面断層上における地震発生サ
イクルモデルのデータ同395

化手法開発大きな破壊への準備過程：数値実験にもとづく考察堀高峰,宮崎真一,兵藤守,

プレート境界すべりを対

日本地震学会秋2011 年 10 月

中田令子,有吉慶介,野田象とした実データ同化に季大会, C31-07

14 日

博之

向けた課題

Ryoko Nakata, Mamoru

Numerical simulation of Geophys. J. Int.

Hyodo and Takane Hori

afterslips and slow

doi: 10.1111/j.

slip events that1365-246X.2012.

occurred in the same05552.x

area in Hyuga-nada ofsouthwest Japan
Keisuke Ariyoshi, Toru

Migration process ofEarth Planets

Matsuzawa, Jean-Paulvery low-frequency

Space, 64,

Ampuero, Ryoko Nakata,

events based on a

693–702, 2012

Takane Hori, Yoshiyuki

chain-reaction model

Kaneda, Ryota Hino, andand its application to

Akira Hasegawa

the detection ofpreseismic slip
for megathrustearthquakes

Mamoru Hyodo, Takane

Re-examination of

Tectonophysics,

Hori

possible greatin pressinterplate earthquake
scenarios in the Nankai
Trough, southwest
Japan, based on recent
findings and numericalsimulations
堀高峰，宮崎真一，兵藤守， プレート境界すべりのア

日本地震学会

2012 年 10 月

中田令子，金田義行

ンサンブル予測にもとづ

2012 年秋季大会

19 日

くプレート境界地震発生（招待講演）

予測システムの構築
有吉慶介，堀高峰，中田令

海溝型巨大地震の発生過

日本地震学会

2012 年 10 月子，金田義行，松澤暢，日程と浅部ゆっくり地震の2012 年秋季大会

19 日

野亮太，長谷川昭

活動変化との関係
日本地震学会

2012 年 10 月

2012 年秋季大会

19 日

兵藤守，中田令子，堀高峰， 地震発生予測システムのためのシミュレーション
396

金田義行

データベース(b) 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
５.むすび
本プロジェクトも最終年度の５年目を迎え、各機関とも学会発表や論文投稿を積極的に行うなど、成果の還元が活発に行われている。一方、過年度にに起こった未曾有の大地震を受け、これを踏まえた本プロジェクトの進め方についても、委員会で議論がなされた。

397