ＢＲＩ−Ｈ１６講演会テキスト

2004 年新潟中越地震とスマトラ沖巨大地震の震源で何が起こったのか？
国際地震工学センター

目Ⅰ

はじめに

Ⅱ

研究の背景

Ⅲ

断層運動のイメージング方法

研究員

八木 勇治

次

１）震源モデルの構築
２）波形インバージョン
Ⅳ断層運動のイメージング
１）2004 年新潟中越地震①地震の概要②データ③結果と考察２）2004 年スマトラ沖巨大地震①地震の概要②データ③結果と考察

Ⅴ

おわりに
参考文献

Ⅰ はじめに2004 年は地震学を研究する人々にとって忘れる事ができない年となった．国内では， 10 月 23 日に地震の規模を表すマグニチュ

震動を正確に観測することができる様になってきた．その結果，このような地震が，「どのように発生するのか？」また「地震発生源で何が起こったのか？」，明らかになりつつある．

ード 6.5 の大地震が発生し，強い震動（強震動）や土砂崩れによりこのような知見は，理学的な探求心を満たすだけではなく，今後交通網が寸断され，死者 40 人 負傷者 4586 人を出した．未だ，今発生しうる地震の危険性を正しく認識し，地震災害を軽減する上でまで住んできた家に戻ることができず，仮設住宅で生活している方非常に重要である．自然現象に対する無知は，いたずらに自然被害が多くいる．一方で，12 月 26 日には，スマトラ沖でマグニチューを増幅する．地球上で人間活動を行う限り，地震という，危険極まドが 9 の巨大地震が発生し，インド洋周辺の国々に大きな津波被害りない自然現象を正確に理解し，上手に付き合っていく必要がある．

をもたらした．この巨大地震による死者数は 30 万人を超え，150

建築研究所では，震源で発生した現象（震源過程）を解析するツ万人もの避難民が発生している．

ールを開発しており，準リアルタイムに震源過程を決定する事が可

最近になって，このような人間活動に多大な被害を及ぼす地震が能となりつつある．解析によって得られた結果は，速やかに WEB発生すると，全世界の地震計網と地域的な強震動観測網により，地に公開することが可能となった．ここでは，建築研究所・国際地震工学センターの研究で明らかになりつつある震源像を報告する．

より，大地震の応力場の変化は，余震活動と密接に関係している事が明らかになりつつある．
以上より，震源過程を求める事は，理学的な知見を得る上で重要

Ⅱ 研究の背景であるのにとどまらず，高精度な強震動分布・余震活動の予測をす

最近，とくに阪神淡路大震災以降，日本では強震動観測網が整備る上でも重要であるである．

され，準リアルタイムに強震動分布等が発表されている．これらの情報は，初動体制・緊急対応を行うのに役立っている．しかしながら，地震被害が発生するすべての国で，日本のような高密度な強震Ⅲ 断層運動のイメージング方法

動観測網を運営するのは困難であり，他の方法により強震動分布を１）震源モデルの構築推定する必要がある．

一般に，特殊な地震（例えば，火山性地震，核爆発，核実験，地大地震が発生すると，全世界の地震計ネットワークにより，地震滑り等）を除くと，地震は，断層面を破壊する現象である．最近に動を観測することができる．
これらの地震動は，地下構造の情報と，なって，大地震が発生する断層面は，強度が弱い領域と言う概念か断層面での破壊伝搬過程の情報を有している．適切に地下構造の影ら，歪みが蓄積しやすい領域と言う概念に移行しつつある．いずれ

響を評価することにより，断層面で解放した力（ＣＭＴ解）や断層にせよ，地震を発生する源である震源をモデル化するためには，断面上の破壊伝搬過程（震源過程）の推定が可能となってきている．

層面を仮定して，その面における破壊（断層滑り）が時間と空間に現在，Incorporated Research Institutions for Seismology（IRIS）によ対して自由度を持たせる必要がある．

り，全世界で準リアルタイムに地震波形データが収録・公開されてここでは，まず断層面（走向，傾斜）を仮定して，その断層面を，おり，複数の研究機関によって，地震発生から数時間後には，半自Ｍノットの０次のスプライン関数（ボックスカー関数）で展開する．

動的に震源・規模・ＣＭＴ解が決定されている．これらの情報は，次に，各ノットの断層滑りを，２個の滑りベクトル成分に分割する．

震源過程を求める上で重要であり，より高精度で決定する必要があ

次に，各滑りベクトルの時間履歴をＬノットの１次のスプライン関る．一方で，これらの情報のみでは，断層近傍における強震動・被数で展開する．断層モデルの概略図を図１に示す．この結果，j 観害分布を推定することはできない．一般に，断層近傍の強震動は，測点で観測される地震波形 Ｗj(t) は，下記のように書くことができ震源過程（特に，断層の大きさ・すべり分布・破壊伝搬）の影響をる．

受けることが分かっている．現在，震源・規模・ＣＭＴ解のみではなく，準リアルタイムに震源過程を決定して，その結果を基に波動場計算を行い，強震動分布を推定するシステムを構築することが重W j (t ) = ∑ Dmnl G jmn (t + ∆t ml ) + emnl

要になりつつある．
一方で，大地震の詳細な震源過程を決定することができれば，その大地震による応力場の変化を求めることができる．近年の研究に

ここで，m：空間的なノットの番号（m=1, …, M）

図１ 断層モデルの概略図(1)

n：断層滑り方向の成分 (n=1,2)

ーである．α，β が与えられた場合，式(7) は，Jackson and Matsu’ura

l：時間方向のノットの番号（l=1, …, L）(1985) に従って解く事ができる．ここで解は，α，β の値によってDmnl：断層すべり量（ｍ）変化し，ユニークな解を求める事は困難である．本論文では，

Gjmn(t)：グリーン関数

Fukahata et al., (2004) によって導入された複数の超パラメターが存である．ベクトル化すると，在する場合の Akaike’s Bayesian Information Criterion (ABIC) の定式化を導入して，最尤法に基づくユニークな解を求める．本研究の場

W= Gd +e(2)合，ABIC は，ABIC (α , β ) = ( N + N 0 ) log O(d, α , β )と書く事ができる．

− log α 2 Tt T + β 2S t S２）波形インバージョン(8)+ log G t G + α 2 Tt T + β 2S t S

前節により，観測方程式（２）が得られた．この行列式を解けば，断層滑りの時空間分布を求める事ができるが，より詳細に求めようとすると，観測誤差，モデル化に伴う誤差の影響をより受けやすくと書ける．ここで，ABIC が最小になる時の，α と β の値を求めれなり，数値的に不安定になってしまう．そこで，今回は，時間に対ばよい．解析的に式 (8) が最小になる様な α と β の値を求めるのして滑らかになる様に，滑り量の時間に対する２回微分が 0 に近くは困難である．そこで，数値的に，α と β の値を変えて練り返しイなるような条件式ンバージョンを行い，ABIC が最小となるような α と β の値を求めた．

∂ Dmnl2∂t 2= et(3)Ⅳ 断層運動のイメージングと，空間に対して滑らかになる様に，最終的なすべり量の空間の２１）2004 年新潟中越地震

回微分が０に近くなるような条件式①地震の概要2004 年 10 月 23 日 17 時 56 分に新潟県中越地方にて，気象庁マ∆ ∑ Dmnl = e s(4)グニチュード 6.8 の地震が発生した．図 2 に気象庁によって決定された一元化震源分布と，震源メカニズム解を示す．震源メカニズム

lと一元化震源分布より，本震は，西側の岩盤が東側の岩盤の上に乗を導入する．(3), (4) 式をベクトル化すると，り上げた，逆断層型の地震であることが推定される．余震の大部分は，北北東−南南西方向に長さ約 30 km 幅約 20 km に分布していT d = et(5)る．地震調査研究推進本部によると，高精度に決定された余震活動分布より，複数の断層面が確認されており，大きな余震は本震と異(6)S d = es

なる断層面で発生している事が指摘されている．東京大学地震研究所の資料によると，余震活動領域は小平尾断層・六日町盆地西縁断と書ける．従って，最小にすべき目的関数は，層帯近傍に位置しており，これらの断層帯を境にして，堆積層の深さが急激に変化していることが指摘されている．

O(d, α , β ) = W − Gd + α 2 Td + β 2 Sd2

22②データ(7)

大地震が発生すると，全世界の地震計ネットワークにより，地震動を観測することができる．これらの地震動は，地下構造の情報と，と書ける．ここで，α，β は条件式(5), (6) の強さを示す超パラメタ

断層面での破壊伝搬過程の情報を有している．適切に地下構造の影

(IRIS)によって収録されている広帯域地震計観測点の記録 12 点を，近地強震動記録として，気象庁によって観測された強震動記録 ４点を使用した（図 2）．観測点の方位分布は良好である．遠地実体
波記録は，0.001〜2 Hz のバンドパスフィルターをかけ，10 Hz サンプリングの変位波形に変換した．近地強震動記録は，0.05〜0.5Hzのバンドパスフィルターをかけ，10 Hz サンプリングの変位波形に変換した．速度構造は，地震研究所のホームページに掲載されている Double-Difference トモグラフィー法によって決定された速度構造を参考に複数の速度構造を仮定し，最も波形を説明する速度構造を最終的に使用した．また観測点直下が厚い堆積層に覆われている観測点については，厚さ 2 km の堆積層を挿入した．

③結果と考察
断層面は，防災科学技術研究所が決定した値と遠地実体波を参考にして，(走向, 傾斜) = （210°, 54°）とした．震源は，気象庁の一元化震源を使用すると，断層近傍の観測点（特に，JMACB7）の波形が説明できないため，波形を最も説明できる震源位置をグリットサーチ法により求めた．震源深さ 10.5 km における残差分布を図 3に示す．地震波形を最も説明する震源は（緯度，経度，深さ）＝（37.30°N, 138.84°E , 10.5 km）となり，気象庁一元化震源よりも，

図 2 使用した観測点分布 (a) 遠地実体波記録，(b) 近地強震動記録，丸印は気象庁一元化震源，震源メカニズム解は本解析の結果を示す．
響を評価することにより，断層面での破壊伝搬過程の推定が可能となる．ここでは，全世界的な地震計観測網の実体波記録（遠地実体波記録）と，日本全国に密に配置された強震動観測網の記録（近地強震動記録）を使用して，断層面での破壊伝搬過程を推定する．
一般に遠地実体波記録は近地強震動記録に比べて，地下構造の影響を評価することが容易で，震源全体のモーメント解放履歴やモーメント解放領域の深さを決定するのに優れている．これに対して近地強震動記録は，観測点近傍における断層の動きの詳細な情報を有しており，時空間の分解能が高い．従って，両者を同時に使用するこ

図 3 深さ 10.5 km における波形の残差変化分布，濃とにより，高精度・高分解能な震源過程の推定ができる．ここで，い色の点ほど観測波形が再現されている事を示す．

遠地実体波として，Incorporated Research Institutions for Seismology図 4 本震時の地震時すべり量分布と震源時間関数．

約 5 km 程西にずれる．これは，震源より西側の観測点は厚い堆積層に覆われているために，実際の震源より，系統的に東側に決定されている可能性があることを示唆している．
図 4 に本震時の地震時すべり量分布と地震モーメント開放履歴
18と地表付近で，約 30 MPa に達する．
破壊開始後数秒間は，震源に近いアスペリティ（すべり量が大きな領域）を破壊するが，破壊開始から 5 秒後に山古志村に近いアスペリティ（すべり量が大きな領域）を破壊する．この山古志村直下を示す．地震モーメント Mo = 8.1 x 10 Nm となり，他の機関が決で発生した大きな断層滑りにより，山古志村では，大きな被害が発定している値とほぼ一致する．その一方で，モーメントマグニチュ生したと考えることができる．

ードは (Mw) 6.5 となり，気象庁マグニチュードより，0.3 も小さい．

図 6 に得られたモデルから再現された地震波形と観測された地

ここで，モーメントマグニチュードは，地震の規模を表現するのに震波形の比較を示す．遠地実体波と近地強震動記録が共に良く再現最も適した値である．最終的に得られた平均的な滑り角度は，100°されており，得られたモデルは妥当である事が示唆される．となる．破壊継続時間は，11 秒，最大すべり量は，約 3.7 m となる．地震の断層滑りによるせん断応力降下量を求めると，震源付近

図 6 観測波形（黒線）と理論波形（灰色線）との比較，（a）遠地実体波，観測点名の下に書いてある数字は最大振幅（µm）．
（b）近地強震動記録，観測点名の下に書いてある数字は，最大振幅（cm）．

9.3 に達していると指摘している研究者もいる（Stein, 2005）．次節
１）2004 年スマトラ沖巨大地震

で述べるが，今回の地震は，400 秒以上に渡って破壊が継続してお①地震の概要

り，通常の手法では，解析するのが困難な地震であるために，詳細2004 年12 月26 日に北スマトラ沖でM9 の巨大地震が発生した．

な議論は，現時点で困難である．

この規模の地震は，広帯域地震計観測網が整備されて以来，初めての地震である．同地域は，インドプレートとオーストラリアプレー②データ

トがユーラシアプレートの下に沈み込んでいる地域で，M8 クラス解析の使用に耐えうる，2004 年スマトラ沖巨大地震の震源近傍の地震も過去数回発生していることが確認されているが，今回のよの地震波形データは，入手する事ができなかった．
従って，今回は，うな M9 クラスの地震が過去に発生したと言う定量的な報告は，まIRIS によって収録されている広帯域地震計観測点の記録 12 点を，だ無い．米国地質調査所が決定した余震分布は，長さ 1200km にわ解析に使用した．一般に，地球の減衰構造の関係上，P 波は高周波たって分布しており，ハーバード大学が決定したモーメントマグニの波を多く含んでいる．ここで，今回の地震の破壊継続時間を見積

チュードは，9.0 に達する（図 6）．一方で，地震発生後，地球がゆもるために，1Hz 近傍の周波数帯域のみを通すフィルターをかけたっくりと揺れる自由振動の解析より，モーメントマグニチュードが波形を図 7 に示す．
比較のために，今回の震源近傍で発生し，かつ，

図 7 観測点 MA2 で観測された短周期地震動（0.5〜1.5Hz）．
2002 年スマトラ沖地震 (Mw 7.3)と 2004 年スマトラ沖巨大地震（Mw 9.0）の比較．

図 6 (a) 使用した観測点分布 (b) USGS が決定した
本震の位置と余震分布

図 8 観測された，広帯域地震動（地震計の特性は除いてある）

同じようなメカニズムを持つ地震波形も同時に示している．ここで，高周波の波の継続時間は，破壊継続時間と P-sP 時間に相当する．
この場合，P-sP 時間は約 20 秒程度であるので，地震波形からは，少なくても 400 秒以上に渡って破壊が継続していることが示唆される．しかしながら，今回適用している地震波解析スキームでは，200秒以上の震源過程を求めるのは困難である．また，観測波形には，地震発生から約 100 秒後から始まる，周期 500 秒以上の超長周期の波が含まれている（図 8）．この超長周期成分を解析に使用するのは，今回使用したプログラムでは，ほぼ不可能である．従って，今回は，0.002〜0.5 Hz のバンドパスフィルターをかけ，4Hz サンプリングの変位波形に変換した．従って，結果には，周期 500 秒以上の現象は含まれていない．

③結果と考察断層モデルは，ハーバード大学が決定した値を，地震波形を説明するように若干修正した値，(走向, 傾斜，滑り角) = （329°, 10°,110°）を使用した．求めるべきパラメターを減らすために，滑り角度は固定した．震源の深さは，地震波形を最も説明できる深さ，15km を採用した．
図 9 に本震時の地震時すべり量分布と地震モーメント開放履歴

図 9 滑り量分布と震源時間関数を示す．地震発生後約 50 秒間に渡って，マグニチュード 8.2 相当の破壊が進行した．この破壊後に，M9 クラスの地震モーメントを開放している．ここで，今回使用した手法は，周期 500 秒までの波を使用しており，かつ，仮定したモデル領域は十分な大きさではないため，全体の地震モーメントを正確に把握するには適していない．
この帯域で見る限り，破壊は北へ約 2.5km/sec の早さで伝搬し，約450km 以上の範囲を破壊している．このモデルで観測波形は良く説明する事ができる（図 10）．ここで，地震波形からは，200 秒後も北に向かって進行している事が明らかになってきている．地震波形から推定される破壊継続時間は 400 秒以上に及ぶので，破壊伝搬速度を 2.5km/sec と過程すると，震源より 1000km 以上北へ破壊が進行したことになる．これらの事を考慮すると，非常に長周期の波を励起した領域は，今回得られたすべり量分布より北に位置する事が示唆される．今後，津波と地震波解析から超長周期の波を多く励起した現象の解明をする必要がある．

図 10 観測波形（黒線）と理論波形（灰色線）との比較，遠地実体波，観測点名の下に書いてある数字は最大振幅（µm）．

Ⅴ おわりに全世界の地震計網と地域的な強震動観測網により，地震動を正確に観測することができる様になってきた．その結果，このような地震が，「どのように発生するのか？」また「地震発生源で何が起こったのか？」，明らかになりつつある．しかしながら，M9 クラスの地震に対しては，我々の解析手法はまだまだ未熟である事が明らかになった．今後，M9 クラスの地震の解析手法の開発を積極的に行う必要がある．
建築研究所では，震源で発生した現象（震源過程）を解析するツールを開発しており，準リアルタイムに震源過程を決定する事が可能となりつつある．M8 クラスの地震までは，開発された手法は適用でき，解析によって得られた結果は，速やかに WEB に公開されている．地震発生後は，下記のアドレスにアクセスされたい．
アドレス： http://iisee.kenken.go.jp

参考文献
Jackson, D. D. and M. Matsu’ura (1985). A Baysian approach to nonlinear
inversion, J. Geophys. Res., 90, 581-591.
Fukahata, Y., A. Nishitani and M. Matsu'ura (2004). Geodetic data
inversion using ABIC to estimate slip history during one earthquake cyclewith viscoelastic slip-response functions, Geophys. J. Int., 156, 140-153,
2004.
Stein, S. and E. Okal (2005). Ultra-long period seismic moment of the great
December 26, 2004 Sumatra earthquake and implications for the slipprocess,
http://www.earth.northwestern.edu/people/seth/research/sumatra.html