地震時滑りと非地震性滑りの相補関係 - iisee

地震時滑りと非地震性滑りの相補関係
八 木 勇 治 1・ 菊 地 正 幸
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1： 建 築 研 究 所 ・ 国 際 地 震 工 学 セ ン タ ー
2： 東 京 大 学 ・ 地 震 研 究 所
Partitioning between co-seismic slip and
a-seismic slip
Yuji Yagi 1 and Masayuki Kikuchi 2
1: International Institute of Seismology and Earthquake
Engineering, Building Research Institute
2: Earthquake Research Institute, University of Tokyo
（９月１日
地学雑誌に投稿）
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Abstract:
Resent studies on relationship between sites for co-seismic slip
and a-seismic slip are reviewed. Through analysis of seismic
wave and Global Positioning System (GPS) data set, the sites for
co-seismic slip and a-seismic slip have been obtained in
Hyuga-nada and Sanriku region. Those studies show three
important results: (1) the sites for co-seismic slip, episodic
a-seismic slip, and continuous a-seismic slip do not overlap but
complementarily
share
the
plate
boundary:
(2)
after-slip
(post-seismic slip) may play an important role especially in the
triggering large earthquakes: (3) the depth range of a-seismic
slip may be controlled by not only a thermal effect but also some
other factors such as lateral heterogeneity of hydro-pressure and
surpentinization.
キーワード：
アスペリティ，地震時滑り，非地震性滑り
Key word: Asperity, Co-seismic slip, A-seismic slip
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１．はじめに
地 震 と は ，地 殻 ま た は マ ン ト ル 内 に 蓄 積 し た 歪 み エ ネ ル ギ
ー を 瞬 時 に 解 放 す る 自 然 現 象 で あ る ．近 年 の 研 究 に よ り ，地
震 時 の 応 力 解 放 過 程（ 震 源 過 程 ）が 一 様 で は な く ，強 い 不 均
一 性 を 持 つ 事 が 明 ら か に な っ て き た ．な ぜ 震 源 過 程 は 複 雑 に
な る の で あ ろ う か ？ こ の 問 い に 答 え る た め に は ，大 地 震 の 応
力 蓄 積 ・ 解 放 過 程 と ，そ の 場 の 不 均 質 構 造（ 断 層 面 と そ の 近
傍 に お け る ，構 造 ，物 性 ，構 成 法 則 等 の 空 間 的 ば ら つ き ）の
関係を明らかにすることが重要である．
沈 み 込 み 帯 で 発 生 す る プ レ ー ト 間 大 地 震 は ，練 り 返 し 間 隔
が 短 い た め ，多 く の 地 震 学 的・測 地 学 的 な デ ー タ が 蓄 積 さ れ
て い る ．特 に 近 年 の 観 測 網 の 整 備 に 伴 い ，時 間・空 間 に 対 し
て ，分 解 能 の 高 い デ ー タ が 得 ら れ て い る ．こ れ ら の デ ー タ を
使 用 し て ，プ レ ー ト 境 界 に お け る 滑 り の 運 動 学 的 な モ デ ル の
構 築 が 可 能 と な り つ つ あ る ．こ の 運 動 学 的 な モ デ ル は ，大 地
震 の 応 力 蓄 積 ・ 解 放 過 程 を 理 解 す る 鍵 と な る ．一 方 で ，構 造
探 査 や コ ア ボ ー リ ン グ 等 の 研 究 に よ り ，沈 み 込 み 帯 に お け る
不 均 質 構 造 が 明 ら か に な り つ つ あ る ．今 後 ，プ レ ー ト 境 界 に
お け る 滑 り の 運 動 学 的 な モ デ ル と ，沈 み 込 み 帯 に お け る 不 均
質 構 造 に ど の よ う な 関 係 が あ り ，ど の よ う に 統 一 的 に 解 釈 で
きるかが重要になると考えられる．
本 論 説 で は ，大 地 震 の 応 力 蓄 積・解 放 過 程 を 理 解 す る 上 で
重 要 で あ る ，「 プ レ ー ト 境 界 で 発 生 す る 地 震 時 滑 り と 非 地 震
性 滑 り の 関 係 」に つ い て 整 理 す る ．そ の 前 段 と し て ，近 年 の
観測網の整備に伴い明らかになってきた非定常な非地震性
滑りの性質について説明する．
２．非定常な非地震性滑り
沈 み 込 み 帯 に お け る プ レ ー ト 間 滑 り と し て ，地 震 時 の 動 的
な 滑 り（ 地 震 時 滑 り ）と 地 震 動 を 伴 わ な い 非 地 震 性 滑 り が あ
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る こ と が 指 摘 さ れ て き た （ 例 え ば ， Lay et al., 1982; Peterson
and Seno, 1984）． 近 年 の 時 間 分 解 能 の あ る 測 地 観 測 に よ り ，
沈み込み帯における非地震性滑りに揺らぎが存在すること
が 明 ら か に な っ て き た ．例 え ば ，Kimata (1992)は ，東 海 地 域
において海洋プレートの沈み込み方向とほぼ平行な測線で
光 学 測 距 を 行 い ，プ レ ー ト の 沈 み 込 み に 伴 う 辺 長 変 化 は 一 定
速度で進行するのではなく時間的に揺らいでいることを指
摘している．
1990 年 代 に 入 り ， Global Positioning System (GPS) 連 続 観
測 網 の 整 備 に 伴 い ，連 続 し た 地 殻 変 動 が ミ リ メ ー ト ル の 精 度
で 決 定 さ れ る よ う に な っ た （ 多 田 ・ 他 ， 1997）． こ の 高 精 度
か つ 連 続 し た 地 殻 変 動 デ ー タ よ り ，沈 み 込 み 帯 に お い て 非 地
震性滑りが時間変化することが明らかになった（例えば，
Heki et al., 1997; Hirose et al., 1999; Bürgmann et al., 2001;
Yagi et al., 2001; Dragert et al., 2001）．非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り
の 時 定 数 は ，数 時 間 か ら 数 ヶ 月 で あ り ，通 常 の 地 震 の 時 定 数
（ 秒 ス ケ ー ル ）に 比 べ て 非 常 に 長 い ．ま た ，ア セ ノ ス フ ェ ア
に お け る 粘 性 緩 和 の 時 定 数 で あ る 数 年 か ら 数 十 年 (Thatcher
et al., 1980)よ り 有 意 に 短 い ．非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り に は ，地
震 に 伴 っ て 発 生 す る 場 合（ 例 え ば ，Heki et al., 1997; Yagi et al.,
2001; Bürgmann et al., 2001） と ， 独 立 し て 発 生 す る 場 合 （ 例
え ば ， Hirose et al., 1999; Gao et al., 2000; Dragert et al., 2001）
がある．
地 震 に 伴 う 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り は ，主 に 大 地 震 後 に 観 測
さ れ ， 余 効 滑 り （ After-slip, Post-seismic slip） と 呼 ば れ て い
る （ 例 え ば ， Scholz 1990）． 余 効 滑 り は ， 観 測 点 が 密 に 存 在
す る サ ン ア ン ド レ ア ス 断 層 沿 い で 数 多 く 観 測 さ れ て お り ，安
定滑り領域における地震後の応力緩和現象で説明されてい
る 場 合 が 多 い （ 例 え ば ， Wesson, 1987; Marone et al., 1991;
Rilinger et al., 2000）． 沈 み 込 み 帯 に お け る 余 効 滑 り が 十 分 に
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時 間 分 解 能 の あ る GPS 観 測 網 で 観 測 さ れ た の は ， 1994 年 三
陸 は る か 沖 地 震 が 初 め て で あ る ．こ の 余 効 滑 り は １ 年 間 で モ
ー メ ン ト マ グ ニ チ ュ ー ド（ Mw）に し て 7.7 の モ ー メ ン ト を 解
放 し て い る （ Heki et al., 1997）． こ の よ う に 短 期 間 で M7 ク
ラ ス の 地 震 モ ー メ ン ト を 解 放 す る 余 効 滑 り は ， 1996 年 の 日
向 灘 地 震 や 1997 年 の カ ム チ ャ ツ カ 地 震 の 際 に も 観 測 さ れ て
い る（ Yagi et al., 2001, Bürgmann et al., 2001）．余 効 滑 り に 対
し て ，地 震 前 に 観 測 さ れ る 滑 り は プ レ ス リ ッ プ と 呼 ば れ て お
り ，地 震 予 知 の 鍵 に な る と 注 目 さ れ て い る (例 え ば ，Linde et
al, 1996)． し か し ， そ の 特 徴 を 定 量 的 に 明 ら か に し た ケ ー ス
は少ない．
沈み込み帯における地震活動と独立に発生する非定常な
非 地 震 性 滑 り は ，東 京 湾（ 広 瀬・他 ，2000），房 総 半 島 沖（ 多
田 ・ 他 ，1997; 原 田 ・ 他 ，2000），日 向 灘（ Hirose et al., 1999;
Ozawa et al., 2001; Yagi and Kikuchi, 2003）， カ ス ケ ー ド 地 域
（ Dragert et al., 2001）， 南 海 道 地 域 （ 藤 井 ・ 他 ， 2001） な ど
多 く の 場 所 で 観 測 さ れ て お り ，「 ゆ っ く り 地 震 」，「 間 欠 的 な
ゆっくり滑り」等の様々な名前で呼ばれている（例えば，
Kawasaki et al., 1995）． こ れ ら の 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り は ，
い ず れ も プ レ ー ト 境 界 面 で 発 生 し て い る と 考 え ら れ る ．規 模
は Mw 5∼ 7 で あ り ，時 定 数 は 数 時 間 ∼ 数 ヶ 月 程 度 で あ る ．カ
ス ケ ー ド で 発 生 し た 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り で は ，滑 り 領 域 が
時 間 と 共 に 移 動 す る こ と が 指 摘 さ れ て い る （ Dragert et al.,
2001）．
３．プレート間における地震地滑りと非地震性滑り
前 節 で 述 べ た よ う に ，沈 み 込 み 帯 に お け る 大 規 模 な 非 定 常
な 非 地 震 性 滑 り は ，M 7 ク ラ ス の モ ー メ ン ト を 解 放 す る こ と ，
滑 り 領 域 が 時 間 変 化 す る こ と が 指 摘 さ れ て き た ．こ の よ う な
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非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り は ，地 震 発 生 領 域 に お け る 応 力 の 再 配
分 を も た ら す ．従 っ て ，非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り と そ の 近 傍 に
お け る 地 震 活 動 の 関 係 を 理 解 す る こ と は ，今 後 の 地 震 活 動 を
予測する上で重要である．
地震時滑り領域と非定常な非地震性滑り領域の関係とし
て 二 つ の モ デ ル が 考 え ら れ て き た ．一 つ は ，地 震 時 滑 り 領 域
と 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 領 域 が 重 な っ て い る 場 合 ，も う 一 つ
は ，地 震 時 滑 り 領 域 と 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 領 域 が 空 間 的 に
相 補 的 な 関 係 に あ る 場 合 で あ る ．二 つ の モ デ ル の い ず れ か を
選 択 す る こ と で ，大 地 震 の 応 力 蓄 積 過 程 の 解 釈 は 大 き く 異 な
る ．前 者 の 場 合 に は ，非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り が 地 震 時 滑 り 領
域 の 応 力 を 解 放 す る ．後 者 の 場 合 で は ，非 定 常 な 非 地 震 性 滑
り に よ り 地 震 時 滑 り 領 域 に 応 力 が 付 加 さ れ る ．従 っ て ，仮 想
震 源 領 域 が ど の よ う な 状 態 に あ る の か 理 解 す る 上 で ，両 者 の
関 係 を 明 ら か に す る こ と は 重 要 で あ る ．こ の 問 題 に 答 え を 出
す た め に は ，大 地 震 の 地 震 時 滑 り 分 布 と ，非 定 常 な 非 地 震 性
滑り分布を比較することがもっとも直接的である．
大 中 規 模 の プ レ ー ト 間 地 震 の 活 動 が 活 発 で ，非 定 常 な 非 地
震 性 滑 り が 観 測 さ れ て い る 地 域 と し て ，日 向 灘 と 三 陸 沖 が あ
る ．同 地 域 で 発 生 し た 地 震 は ，ア メ リ カ に よ っ て 設 置 さ れ た
世 界 標 準 地 震 計 観 測 網 （ WWSSN: World-Wide Standardized
Seismograph Network）， 日 本 の 気 象 庁 が 設 置 し た 低 倍 率 の 強
震 計 観 測 網 等 に よ っ て 観 測 さ れ て お り ，長 期 間 の 地 震 波 形 デ
ータが保存されている．これらの記録は大地震の破壊過程
（ 震 源 過 程 ）の 情 報 を 有 し て お り ，最 新 の 震 源 イ ン バ ー ジ ョ
ン法を適用することにより，2 世代に渡る大地震の震源過程
を 求 め る こ と が 可 能 と な っ て い る ．こ の ２ つ の 地 域 を テ ス ト
フ ィ ー ル ド に し て ，地 震 時 滑 り と 非 地 震 性 滑 り の 関 係 に つ い
て，我々の研究成果をもとに整理する．
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３−１．相補的滑り特性分布
日向灘で発生した規模の大きなプレート間地震の地震時
滑 り 分 布 は ，近 地 強 震 動 計 や 遠 地 実 体 波 等 の 地 震 波 形 を 使 用
し て 求 め ら れ て い る （ 八 木 ・ 他 ， 1998; Yagi et al., 1999）． ま
た ， 1996 年 の 日 向 灘 地 震 に 伴 う 余 効 滑 り 分 布 と ， 1996 年 か
ら 1997 年 に か け て 豊 後 水 道 近 傍 で 発 生 し た 非 定 常 な 非 地 震
性 滑 り と 定 常 的 な 滑 り に つ い て は ，国 土 地 理 院 の Ｇ Ｐ Ｓ 観 測
網 を 使 用 し て 決 定 さ れ て い る （ Yagi et al., 2001, Yagi and
Kikuchi, 2003）． こ れ ら の 研 究 で 得 ら れ た 結 果 を 図 １ に ま と
め る ．こ こ で 便 宜 上 ，地 震 時 滑 り 分 布 の 最 大 値 の 半 値 幅 を 地
震 時 滑 り の 大 き な 領 域（ ア ス ペ リ テ ィ ）と 定 義 す る ．図 １ よ
り 大 地 震 の ア ス ペ リ テ ィ は 常 に 固 着 し て お り ，大 地 震 の ア ス
ペ リ テ ィ・非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 領 域・定 常 的 な 滑 り 領 域 は
互いに相補的な関係にある事が分かる．
三 陸 沖 で は ， 1930 年 代 か ら の 大 地 震 の 滑 り 量 分 布 が 気 象
庁の低倍率の強震計記録を使用して決定されている
（ Yamanaka and Kikuchi, 2003）． し か し ， 昔 の 記 録 に な れ ば
な る ほ ど 使 用 で き る 地 震 波 形 記 録 の 質 と 量 が 落 ち る 上 に ，プ
レート境界で発生する地震は陸側の観測点網から遠い領域
で 発 生 し て い る た め に ，滑 り 分 布 の 詳 細 に つ い て 議 論 す る こ
と は 困 難 で あ る ．し か し ，大 ま か な す べ り 量 分 布 の パ タ ー ン
はそれほど現実とかけ離れていないと考えられる．彼らは，
こ れ ら の 結 果 よ り ，ア ス ペ リ テ ィ の い く つ か は こ こ 100 年 の
間 に 練 り 返 し 滑 っ て い る 事 を 指 摘 し て い る ．一 方 で ，Yagi et
al. (2003) は ，国 土 地 理 院 の GPS 観 測 網 に よ っ て 得 ら れ た 記
録に地震時変動と地震後変動を分離する手法を適用して，
1994 年 三 陸 は る か 沖 地 震 に 伴 う 余 効 滑 り 分 布 を 求 め て い る ．
Yamanaka and Kikuchi（ 2003） で 得 ら れ た 結 果 と Yagi et al.,
(2003) で 得 ら れ た 結 果 を 比 較 す る と ，ア ス ペ リ テ ィ と 余 効 滑
り は 互 い に 相 補 的 な 関 係 に あ り ，日 向 灘 で 得 ら れ る 結 果 と 一
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致 す る （ 図 ２ ）．
以 上 を ま と め る と ，ア ス ペ リ テ ィ・非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り
領域・定常的な滑り領域は，それぞれ相補的な関係にある．
以下これらの相補的な分布のことを，
「相補的滑り特性分布」
と 呼 ぶ ．地 震 時 滑 り 領 域 は 動 的 な 不 安 定 破 壊 を 起 こ す 滑 り 特
性 ，非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 領 域 は 静 的 に 不 安 定 破 壊 を 起 こ す
滑 り 特 性 ，定 常 的 な 滑 り 領 域 は 安 定 滑 り を 起 こ す 滑 り 特 性 を
持 つ ．動 的 な 不 安 定 破 壊 は 滑 り 速 度 弱 化 の 領 域 で 発 生 し ，安
定 滑 り は 滑 り 速 度 強 化 の 領 域 で 発 生 す る ．し か し ，静 的 な 不
安定破壊がどのような領域で発生するのかについては必ず
しも明らかになっていない．
Scholz et al. (1972) は 岩 石 実 験 よ り ， 安 定 滑 り か ら 不 安 定
滑りへと遷移する条件下で非定常な非地震性滑りが発生す
る こ と を 指 摘 し て い る ． 以 下 こ の 遷 移 領 域 の こ と を ，「 不 安
定 ―安 定 滑 り 遷 移 領 域 」 と 呼 ぶ ． 加 藤 ・ 平 澤 （ 1999）は 数 値
シ ミ ュ レ ー シ ョ ン に よ り ，滑 り 速 度 弱 化 の 領 域 と 滑 り 速 度 強
化の領域が不均一に分布する場合に非定常な非地震性滑り
が発生する可能性を指摘している．このことを考慮すると，
非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り は 不 安 定 ―安 定 滑 り 遷 移 領 域 で 発 生
す る と 考 え ら れ る ．今 後 ，岩 石 実 験 や シ ミ ュ レ ー シ ョ ン に よ
り ，非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 特 性 を 支 配 す る 具 体 的 な 構 成 則 パ
ラメターが明らかになることが期待される．
３−２，深さ分布
プ レ ー ト 間 大 地 震 の 地 震 時 滑 り 領 域 と ，非 地 震 性 滑 り 領 域
の 深 さ 分 布 に つ い て 議 論 す る ．大 地 震 の 発 生 領 域 は ，日 向 灘
で ， 10 ∼ 20km（ 図 １ ） で あ る の に 対 し て ， 三 陸 沖 で は ， 10
∼ 50km（ 図 ３ ） と 深 い 領 域 で も 発 生 し て い る ． 一 般 に ， 地
震滑りが発生する深さ下限は温度と強い関係があることが
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知 ら れ て い る ． 石 英 や 長 石 が 塑 性 変 形 を 起 こ す 温 度 300 ∼
400° 以 上 の 温 度 条 件 で は ， 安 定 滑 り に よ り 歪 み を 解 放 す る
（ Brace and Byerlee, 1970; Tse and Rice, 1986; Hyndman and
Wang, 1993; Tichelaar and Ruff, 1993）．従 っ て ，日 向 灘 と 三 陸
沖 に お け る プ レ ー ト 間 地 震 の 深 さ 下 限 の 違 い は ，日 向 灘 で は
沈 み 込 む プ レ ー ト の 温 度 が 高 く ，三 陸 沖 で は 温 度 が 低 い こ と
で 説 明 で き る ．こ の 解 釈 は ，シ ミ ュ レ ー シ ョ ン か ら 求 ま っ て
い る プ レ ー ト 境 界 面 の 温 度 分 布 の 結 果 （ Peacock and Wang,
1999） と 一 致 す る ．
非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 領 域 の 深 さ は ，日 向 灘 で 15∼ 40km，
三 陸 沖 で 20∼ 50km の 範 囲 で あ る ． 三 陸 沖 の 方 が や や 深 い 範
囲 で 発 生 し て い る が ，ほ ぼ 一 致 す る ．従 来 の 研 究 に よ り ，非
定 常 な 非 地 震 性 滑 り は 温 度 の 上 昇 に 伴 う 不 安 定 ―安 定 滑 り
遷移領域で発生している可能性が指摘されている（例えば，
Dragert et al., 2001）． Hydoman et al. (1997) は ， 熱 流 量 の プ
ロ フ ァ イ ル か ら ，日 向 灘 の 北 側 に 位 置 す る 南 海 ト ラ フ に お け
る プ レ ー ト 境 界 面 温 度 分 布 を 求 め た ． 彼 ら は ， 深 さ 25km に
お け る 温 度 は 350°，深 さ 35km の お け る 温 度 は 450°に 達 し て
お り ， 深 さ 約 25∼ 35km の 範 囲 で 不 安 定 滑 り か ら 安 定 滑 り へ
の 遷 移 し て い る と の 結 論 を 得 た ．こ こ で 作 業 仮 説 と し て ，温
度は水平方向に大きく変化しないとする．大局的に見ると，
非定常な非地震性滑りは不安定−安定滑り遷移領域である
深 さ 20∼ 40km の 範 囲 に 集 中 し て 発 生 し て い る ． し か し 細 か
く 見 る と ，足 摺 岬 近 傍 に お け る 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り は 深 さ
15km ま で 発 生 し て お り ， 温 度 に よ る 不 安 定 ―安 定 滑 り 遷 移
の み で 説 明 す る こ と は 困 難 で あ る ．さ ら に ，三 陸 沖 に 注 目 す
る と ，深 さ 50km に お け る 温 度 は 200°程 度 で あ り（ Peacock and
Wang, 1999）， 温 度 の 上 昇 に 伴 う 遷 移 で は 説 明 で き な い ．
低 い 温 度 で 不 安 定 − 安 定 滑 り 遷 移 が 起 こ る 原 因 と し て ，低
温でも安定滑りを促進する岩石がプレート境界面に存在す
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る こ と が 考 え ら れ る ．三 陸 沖 で は ，精 力 的 に 構 造 探 査 の 研 究
が 行 わ れ て お り ，マ ン ト ル ウ ェ ッ ジ ま で の 速 度 構 造 が 決 定 さ
れ て い る ．そ れ に よ る と ，震 源 領 域 に お け る マ ン ト ル ウ ェ ッ
ジ の 上 面 の 深 さ は 20km で あ る（ 例 え ば ，Takahashi et al.,2000）．
三 陸 沖 に お け る 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 領 域 の 深 さ は 20 ∼
50km の 範 囲 で あ り ， マ ン ト ル ウ ェ ッ ジ の 上 面 よ り 深 い 領 域
域 に 位 置 す る ．マ ン ト ル ウ ェ ッ ジ で は ，海 洋 プ レ ー ト に よ り
運ばれた水がマントルと反応して蛇紋岩化している可能性
が 多 く の 研 究 者 に よ っ て 指 摘 さ れ て い る（ 例 え ば ，Hyndman
et al., 1997; Olsekevich et al., 1999, Kamiya and Kobayashi,
2000）． 蛇 紋 岩 は ， 安 定 滑 り を 促 進 す る 効 果 を 持 つ こ と が 知
ら れ て い る（ 例 え ば ，Moore et al., 1997）．非 定 常 な 非 地 震 性
滑 り は ，蛇 紋 岩 化 に 伴 う 不 安 定 滑 り − 安 定 滑 り 遷 移 帯 で 発 生
し て い る 可 能 性 が あ る ．し か し ，同 じ 深 さ で あ り な が ら 別 の
場 所 で は 地 震 時 滑 り が 発 生 す る こ と を 考 え る と ，水 平 方 向 に
不 均 一 に 蛇 紋 岩 化 す る 必 要 が あ る ．実 際 に そ の よ う な 不 均 一
が 存 在 す る の か ど う か は ，本 研 究 の 結 果 の み か ら 判 断 す る こ
と が で き な い ．今 後 の 構 造 探 査 等 の 研 究 に よ り ，プ レ ー ト 境
界面の物性の違いについて明らかになることが期待される．
３−３，非地震性滑りと地震活動との関係
非地震性滑りと震源過程との関係
非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り は ，プ レ ー ト 間 地 震 の 地 震 時 滑 り が
発 生 す る 深 さ に お い て も 発 生 し て い る ．こ の こ と は ，大 地 震
の震源過程の多様性を考える上で重要と考えられる．特に，
三 陸 沖 で は ，M8 ク ラ ス の 地 震 と M7.5 ク ラ ス の 地 震 が 発 生 し
て お り ，両 者 が ど の よ う な 関 係 に あ る の か 明 ら か に す る こ と
は 重 要 で あ る ．永 井 ・ 他（ 2001）は ，遠 地 実 体 波 記 録 と 近 地
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強 震 計 記 録 を 同 時 に 使 用 し て 1968 年 十 勝 沖 地 震 と 1994 年 三
陸 は る か 沖 地 震 の 地 震 時 滑 り の 時 空 間 分 布 を 求 め て い る ．一
般 に ，遠 地 実 体 波 は 近 地 強 震 動 に 比 べ て ，地 下 構 造 の 影 響 に
あ ま り 左 右 さ れ な い の 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 計 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 分 解 能 が 高 い ．両 者 を 同
時 に 使 用 す る こ と に よ り ，安 定 か つ 詳 細 な 震 源 過 程 の 推 定 が
可 能 と な る ． 永 井 ・ 他 （ 2001） に よ っ て 得 ら れ た 1968 年 十
勝 沖 地 震 と 1994 年 三 陸 は る か 沖 地 震 の 地 震 時 滑 り 分 布 と ，
1994 年 三 陸 は る か 沖 地 震 の 余 効 滑 り 分 布 （ Yagi et al., 2003）
の 比 較 を 図 ３ に 示 す ． 1968 年 十 勝 沖 地 震 は ， 二 つ の ア ス ペ
リ テ ィ か ら 構 成 さ れ て お り ，こ の 二 つ の ア ス ペ リ テ ィ の 間 に
余 効 滑 り 領 域 が 位 置 す る ．こ の こ と は ，余 効 滑 り 領 域 は 大 地
震 の 動 的 な 破 壊 伝 搬 を 妨 げ て お り ，地 震 時 滑 り 量 分 布 が 不 均
一 に な る 原 因 の 一 つ で あ る こ と を 意 味 す る ．非 地 震 性 滑 り 領
域 に よ っ て 二 つ の 大 き な ア ス ペ リ テ ィ が 分 離 し て お り ，二 つ
の ア ス ペ リ テ ィ が 同 時 に 破 壊 す る と き は M8 ク ラ ス の 地 震 が
発 生 し ， 一 つ の ア ス ペ リ テ ィ が 破 壊 す る と き に は M7.5 ク ラ
スの地震が発生することが推定される．
非定常な非地震性滑りと地震活動との関係
Yagi et al., (2001) は ， 1996 年 12 月 の 日 向 灘 地 震 は ， 同 年
10 月 の 地 震 の 余 効 滑 り 領 域 の 縁 で 発 生 し て い る こ と を 指 摘
し て い る （ 図 ４ ）． こ の こ と は ， 余 効 滑 り に よ っ て ， 12 月 の
地 震 が 誘 発 さ れ た こ と を 意 味 す る ． 同 様 の 現 象 が ， 1994 年
三 陸 は る か 沖 地 震 の 時 に も 見 ら れ る （ Yagi et al., 2003）． 最
大 余 震 （ Mw 6.8） は 1994 年 三 陸 は る か 沖 地 震 の 余 効 滑 り 域
の 縁 で 発 生 し て い る （ 図 ３ ）． こ の こ と は ， 日 向 灘 同 様 ， 余
効 滑 り に よ っ て ，最 大 余 震 が 誘 発 さ れ た こ と を 意 味 す る ．余
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効 滑 り は ，数 日 ∼ 数 ヶ 月 程 度 の 時 定 数 で 周 辺 の ア ス ペ リ テ ィ
上 に お け る 剪 断 応 力 の 増 加 を も た ら す ．従 っ て ，余 効 滑 り に
よ る 時 定 数 の 長 い 応 力 変 化 は ，地 震 発 生 後 の 地 震 活 動 を 理 解
す る 上 で 重 要 で あ る ．ま た ，あ ら か じ め 非 地 震 性 滑 り 分 布 を
明 ら か に す る こ と が で き れ ば ，将 来 発 生 す る 大 地 震 の 震 源 過
程 モ デ ル の 構 築 が 可 能 と な る ．そ れ ぞ れ の 領 域 が 相 補 的 で あ
る た め ，非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 領 域 が 応 力 を 解 放 す る と 地 震
時滑り領域で応力が付加されると言った応力の再配分によ
る 相 互 作 用 が 存 在 す る ．将 来 発 生 す る プ レ ー ト 間 大 地 震 の 震
源領域近傍におけるプレート間滑りをモニターすることに
よ り ，地 震 の 規 模 ，発 生 確 率 を 定 量 的 に 評 価 で き る 可 能 性 が
ある．
地震カップリング率について
地 震 カ ッ プ リ ン グ 率 は ，実 際 の 地 震 で 解 放 さ れ た モ ー メ ン
ト 量 を ，プ レ ー ト 間 地 震 の 発 生 領 域 と プ レ ー ト の 収 束 速 度 か
ら 推 定 さ れ る モ ー メ ン ト 量 で 割 っ た 値 で あ り ，こ の 値 は ，地
域 に よ っ て ，大 き く 異 な る（ 例 え ば ，Peterson and Seno, 1984;
Pacheco et al., 1993）．
三陸沖の地震カップリング率の研究は多くの研究者によ
っ て 求 め ら れ て お り ，そ の 値 は ，約 20∼ 30%程 度 で あ る こ と
が 報 告 さ れ て き た （ Peterson and Seno, 1984; Pacheco et al.,
1993）． 永 井 ・ 他 （ 2001） は ， ア ス ペ リ テ ィ で は 局 所 的 な 地
震 カ ッ プ リ ン グ 率 は ほ ぼ 100%で あ る こ と を 指 摘 し て い る ．
本 論 説 に お い て ，プ レ ー ト 間 地 震 の 発 生 領 域 に お い て ，相 補
的 滑 り 特 性 分 布 に な る こ と を 示 し た ．過 去 に 非 定 常 な 非 地 震
性滑り領域と定常的な滑り領域で大地震が発生した記録は
な く ， こ れ ら の 領 域 で は 局 所 的 な 地 震 カ ッ プ リ ン グ 率 が 0%
であることが考えられる．
Igarashi et al.（ 2003） は 微 小 地 震 の 相 似 地 震 を 調 べ ， 1994
10
年三陸はるか沖地震後に相似地震の繰り返し周期が短くな
っ て い る 小 領 域（ パ ッ チ ）が あ る こ と を 指 摘 し た ．こ の パ ッ
チ は ， 本 研 究 の 余 効 滑 り 領 域 の 中 に 含 ま れ る （ 図 ３ ）． こ の
パ ッ チ で 発 生 す る 相 似 地 震 の 規 模 は ，気 象 庁 マ グ ニ チ ュ ー ド
（ M J M A ） に し て 3.1 ∼ 3.8 程 度 で あ り ，余 効 滑 り の 規 模（ Mw
7.5 以 上 ） と 比 較 す る と 十 分 に 小 さ い ． 彼 ら は ， 地 震 モ ー メ
ン ト と 滑 り 量 の ス ケ ー リ ン グ 則 （ Nedeau and Johnson, 1998）
か ら ，パ ッ チ に お け る 滑 り 量 を 求 め た ．そ の 結 果 ，パ ッ チ で
は 100 日 間 の 間 に ３ 回 の 地 震 が 発 生 し て お り ，合 計 の 滑 り 量
を 0.62 [m] と 見 積 も っ た ． 余 効 滑 り 分 布 か ら 推 定 さ れ る パ
ッ チ 上 の 滑 り 量 は 約 0.7 [m] と な り ， 調 和 的 で あ る （ Yagi et
al., 2003）．こ の こ と は ，相 似 地 震 を 発 生 す る パ ッ チ で は ，局
所 的 な 地 震 カ ッ プ リ ン グ 率 が 100%と 言 う こ と を 意 味 す る ．
小 地 震 の 断 層 面 積 の ス ケ ー ル に お い て も ，相 補 的 滑 り 特 性 分
布となる．
４．まとめと今後の展望
本 論 説 で は ，日 向 灘 と 三 陸 沖 に お け る 地 震 時 滑 り 領 域 ，非
地 震 性 滑 り 領 域 の 関 係 に つ い て 整 理 し た ．そ の 過 程 で ，我 々
が注目した結果は以下の通りである．
１）
ア ス ペ リ テ ィ・非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り・定 常 的 な 滑 り
領域は相補的な関係にある．
２）
余 効 滑 り は ，周 辺 の 地 震 発 生 領 域 に 応 力 の 再 配 分 を も
たらし，大中地震を誘発する．
３）
非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り の 深 さ 範 囲 は ，温 度 の 効 果 の み
では説明できず，蛇紋岩化等の物性の変化を考える必要
がある．
ま ず ，１ ）は ，ア ス ペ リ テ ィ ・ 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り ・ 定 常
的 な 滑 り 領 域 が ，そ れ ぞ れ の 場 所 ご と 固 有 の 滑 り 特 性 を 持 つ
11
こ と を 示 唆 す る ．こ れ は ，将 来 の 地 震 の 震 源 過 程 を 予 測 す る
上 で 重 要 で あ る ．ア ス ペ リ テ ィ 分 布 が 明 ら か に な れ ば ，よ り
精 度 の 高 い 強 震 動 予 測 が 可 能 と な る ．２ ）に つ い て は ，複 雑
な 余 震 活 動 を 理 解 す る 上 で 重 要 な 鍵 と な る ．つ ま り ，大 地 震
後 の 地 震 活 動 は ，地 震 時 す べ り に よ る ス テ ッ プ 状 の 静 的 な 応
力 変 化 の み で は な く ，地 震 後 の 余 効 滑 り に よ る 応 力 変 化 の 影
響 を 受 け る ．３ ）は ，沈 み 込 み 帯 に お け る 地 震 活 動 を 理 解 す
る た め に は ，プ レ ー ト 境 界 に お け る 不 均 一 性（ 断 層 面 と そ の
近 傍 に お け る ，構 造 ，物 性 ，構 成 法 則 等 の ば ら つ き ）が 重 要
で あ る 事 を 意 味 す る ．今 後 ，プ レ ー ト 境 界 面 に お け る 運 動 力
学 的 な モ デ ル と ，プ レ ー ト 境 界 面 に お け る 不 均 一 性 と の 関 係
の解明が重要となってくる．
沈 み 込 み 帯 に お け る 地 震 活 動 を 解 明 し て い く た め に は ，地
震 波 解 析・地 殻 変 動 解 析・構 造 探 査・室 内 実 験 及 び シ ミ ュ レ
ー シ ョ ン を 含 む 理 論 研 究 の 共 同 作 業 が 必 要 で あ る ．地 震 波 解
析・地 殻 変 動 解 析 の 立 場 か ら は ，地 震 波 形・ 地 殻 変 動 の ど ち
らのデータも満足しうる統一的なプレート境界面における
運 動 学 的 な モ デ ル の 構 築 が 重 要 と な っ て く る ．運 動 学 的 な モ
デ ル の 構 築 す る に あ た り ，非 地 震 性 滑 り の 分 解 能 を あ げ る 事
が 重 要 で あ る ．現 在 ，相 似 地 震 を 使 用 し た プ レ ー ト 間 滑 り の
モニターリングが可能となってきている．これらの情報と，
GPS 観 測 網 の デ ー タ を 同 時 に 使 用 し て ，よ り 高 分 解 能 な 非 地
震性滑りの時空間分布を求める事が可能であろう．
12
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17
図の説明
図 １ , 八 木 ・ 他 （ 1998）， Yagi et al., (1999) に よ っ て 決 定 さ
れ た 1968 年 か ら 日 向 灘 で 発 生 し た Mw 6.5 以 上 の プ レ ー ト 間
地 震 の 地 震 時 滑 り 領 域（ 赤 線 ），と Yagi et al. (2001), Yagi and
Kikuchi (2003) で 得 ら れ た 非 定 常 な 非 地 震 性 滑 り 領 域（ 青 線 ），
定 常 的 な 滑 り 領 域（ 緑 線 ）の 比 較 ．等 深 度 線 は 黒 線 で 示 し て
い る ．地 震 時 滑 り に つ い て は ，最 大 滑 り 量 の 半 値 幅 を 塗 り つ
ぶしてある．
Figure 1, Sites for co-seismic slip (red), episodic a-seismic slip
(blue), and continuous a-seismic slip (green) which are obtained
by Yagi et al., (1998; 1999; 2001) and Yagi and Kikuchi (2003).
図 ２ , Yamanaka and Kikuchi (2003） に よ っ て 推 定 さ れ た 1930
年から東北地方太平洋側の地震のアスペリティ分布（灰色）
と 本 研 究 で 求 め ら れ た 1994 年 三 陸 は る か 沖 地 震 の 地 震 後 滑
り 領 域（ 黒 線 ）の 比 較 ．最 大 滑 り 量 の 半 値 幅 を 塗 り つ ぶ し て
ある．
Figure 2, Comparison of the area of after-slip (blue line)
associated with the 1994 Sanriku-haruka-oki earthquake and that
of co-seismic slip (gray line) associated with past large
earthquakes from 1930 to 2000 (Yamanaka and Kikuchi, 2001).
図 ３ , 永 井 ・ 他 （ 2001） に よ っ て 推 定 さ れ た 1968 年 十 勝 沖
地 震 （ 赤 線 ） と 1994 年 三 陸 は る か 沖 地 震 （ 青 線 ） の モ ー メ
ン ト 解 放 分 布 ， 本 研 究 で 得 ら れ た 1994 年 三 陸 は る か 沖 の 地
震 後 滑 り 分 布（ 緑 線 ）を 示 し て い る ．地 震 時 滑 り 分 布 の コ ン
タ ー 間 隔 は ， 3×1016（ Nm）． 等 深 度 線 は 点 線 で 示 し て い る ．
18
1994 年 三 陸 は る か 沖 地 震 の 最 大 余 震 を 黄 色 星 印 で ， Igarashi
et al. (2003)に よ っ て 同 定 さ れ た 相 似 地 震 を 四 角 で 示 し て い
る．
Figure 3, Comparison of the sites for after-slip (blue line)
associated with the 1994 Sanriku-haruka-oki earthquake and the
moment release (After Nagai et al., 2001). Red line indicate the
moment release of the 1968 Tokachi-oki earthquake and green
line indicate moment release of the 1994 Sanriku-haruka-oki
earthquake. Yellow star and square denote the largest aftershocks
of the 1994 Sanriku-haruka-oki earthquake and the small
repeating earthquake identified by Igarashi et al. (2003).
図 ４ , 1996 年 10 月 の 日 向 灘 地 震 の 地 震 時 滑 り 分 布 （ 青 線 ）
と 余 効 滑 り 分 布 （ 空 色 線 ）， 1996 年 12 月 の 日 向 灘 地 震 の 地
震 時 滑 り 分 布 （ 赤 線 ） と 余 効 滑 り 分 布 （ 橙 線 ） の 比 較 （ Yagi
et al., 2001）．
Figure 4, Blue and sky blue contours denote the co-seismic slip
and the after-slip, respectively, of the 1996 October Hyuga-nada
earthquake. Red and orange contours denote the co-seismic slip
and
the
after-slip,
respectively,
of
the
1996
December
Hyuga-nada earthquake, which are determined by Yagi et al.,
2001.
19
Episodic a-seismic Slip
(1996-1997)
km
km
20
km
60
After-slip of
1996 Oct. Eq.
40
15
After-slip of
1996 Dec. Eq.
km
25
The 1968 Hyuga-nada
Earthquake (Mw 7.5)
1996 Dec. Eq. (Mw 6.7)
1970 Jul. Eq. (Mw 6.8)
1996 Oct. Eq. (Mw 6.8)
Figure 1
After-slip (100 day) associated with
the 1994 Sanriku-haruka-oki earthquake
Figure 2
The small repeating earthquake
The largest aftershock
associated with 1994/12/28
1968/5/16
20k m
30 km
60 km
50 km
40 km
70 km
1994/12/28
Figure 3
Figure 4