地震発生のメカニズム（断層運動としての地震）

加藤愛太郎（東大地震研究所）

Reidの弾性反発説

UCSB ERI 2015

Gilbert, USGS

1906年サンフランシスコ地震(M7.9)

地震のモデル ～ 固着すべり

※1910年頃は、プレートテクトニクスはまだ確立されていない。

固着 ➟ 弾性エネルギー蓄積 ➟ すべりで解放

地震はどのようにして起こるのですか?

地震本部のパンフレット（2015）

固着ステージ

断層運動（短時間）

USGS Quake caster

固着すべりの単純な例：バネ・スライダーモデル

固着すべりの単純な例：バネ・スライダーモデル

𝑚 𝑥 = 𝑘 𝑥𝐿 − 𝑥 − 𝜇𝑑𝑚𝑔

𝑥 = 0, 𝑡 = 0

𝜔0 = 𝑘/𝑚

𝑥 = 𝑥𝑠 =2𝑚𝑔

𝑘𝜇𝑠 − 𝜇𝑑 , 𝑡 = 𝑡𝑠 =

𝜋

𝜔0,

𝑥 =𝑚𝑔

𝑘(𝜇𝑠 − 𝜇𝑑)(1 − 𝑐𝑜𝑠𝜔0𝑡)

𝑘𝑥𝐿 = 𝜇𝑠𝑚𝑔𝑥

𝑡𝑡𝑠

𝑥𝑠

2016年熊本地震の際に活動した断層

産総研(2017)

日奈久断層のトレンチ（甲佐町山出）

トレンチ調査・地下へと続く断層

・主要なすべり面の厚みは薄い．

・複数の断層面

・過去1万5000年の間に4～5回の活動．

2014年長野県北部地震(M6.7)の際に活動した断層気象庁

深さ

(km

)

断層粘土（ガウジ）

1995年兵庫県南部地震(M7.3)の際に活動した断層

北淡震災記念公園

左横ずれ 右横ずれ

正断層 逆断層

断層運動の分類

f：断層面の走向d：断層面の傾斜角l：断層すべりの方向

断層運動の種類とP波の初動極性との関係

圧縮変形膨張変形

P波は粗密波なので、圧縮変形が伝わると“押し”になる．

P波は粗密波なので、膨張変形が伝わると“引き”になる．

押し引きの領域は4つに分割できる。4つの領域を分ける平面波2つあるが、そのうちの1つが断層面となる。もう１つの面は、補助面と呼ばれる。

断層運動の種類とP波の初動極性との関係

等価物体力Double-couple forces

圧縮変形膨張変形

P波は粗密波なので、圧縮変形が伝わると“押し”になる．

P波は粗密波なので、膨張変形が伝わると“引き”になる．

角運動量の保存

どちらの断層面が滑ったかは地震波から同定できない．

断層運動と地震波の放射特性

P波の放射パターン

S波の放射パターン

地震波の放射パターンから断層の走向、傾斜方向、すべり方向が推定可能．

Stein & Wysession (2003)

左横ずれ断層運動を表す地表の変位パターンが明瞭

干渉SAR解析複数の干渉画像➡3D変形を抽出

国土地理院

断層運動と地震波の放射特性

2016年鳥取県中部の地震

発震機構解の見方（下半球投影）

http://www.data.jma.go.jp/svd/eqev/data/mech/kaisetu/meca_image.html

横ずれ型

逆断層型（低角・高角）

断層運動：せん断破壊すべり現象

断層面上の固着部分が破壊してすべる

内陸の活断層の場合深さ約10 ㎞：圧力 約3000気圧

(300 MPa)

最初に、断層面の一部を破壊して滑る→地震波が最初に放出される（“震源”と呼ばれる破壊開始点）

その後、すべりが断層面上を広がる→その領域からも、地震波がさらに放出される。

破壊すべりがどんどん拡大する→大地震へ発展

D

S

Mo : 地震モーメント

Mo = m× D × Sm ：剛性率D : 平均すべり量S：断層の面積

モーメントマグニチュード： Mw

Mw = （log Mo - 9.1） / 1.5

断層運動の規模（地震モーメント）

Mwが1つ大きくなる：Dが約3倍, Sが約10倍増加．Moは約30倍．

2011年東北地方太平洋沖地震：D = 20 mS = 400 km × 200 kmm = 30 GPa➡ Mo = 4.8 × 1022 Nm, Mw = 9.05

2016年熊本地震の本震時の破壊過程（Mw7.0）

・破壊開始点から北東方向へすべりが進展（約20秒間）パルス的な破壊進展

・断層の長さ：約40 km

・すべりのピークは断層北西部の浅い場所

（最大すべり量約4 m）

・余震は大滑り域と相補的

0秒

20秒

※黒線：観測波形赤線：モデル波形

Asano and Iwata (2016)

1) 断層の固着（すべり遅れ）によるひずみの蓄積．2) 断層面の応力が強度に達すると断層面でのすべり（地震）が発生．3) 地震波の放射（揺れ）、地面の変動、津波の発生.

沈み込み帯のプレート境界型地震の発生モデル（概念モデル）

日本列島の地殻変動データの期間: 1996～1999

2つのプレートの沈み込み➡日本列島の圧縮変形※上記の観測中は、特段大きな地震が無かった時期

Nishimura (2014, JDR) Cyranoski (2012)

陸地の

東向き変位

2011年東北地方太平洋沖地震前の地面の変動

地震発生前

西向き変位： ～2cm/yr

2011年東北地方太平洋沖地震前の地面の変動

Ozawa et al. (2012)

地震発生前

Nishimura (2014, JDR)

西向き変位： ～2cm/yr地震発生前の固着レートの分布

宮城県沖に固着率の高い領域が存在

GPS Data:April 2000

to March 2001

アスペリティ（強い固着領域）

↓・地震時に大きく滑ると考えられる・階層的な分布

2011年東北地方太平洋沖地震前後の地面の変動（Before and After）

地震発生前 地震発生時

Nishimura (2014, JDR)

西向き変位： ～2cm/yr 東向き変位： ～5m（最大値）

すべり域：宮城沖の強い固着領域

に概ね一致

2011年東北地方太平洋沖地震時の変動を海域で測定

固着が強い場合

海上保安庁

海上保安庁

2011年東北地方太平洋沖地震時の大変動（海溝よりの浅い側で特大な滑り）

Nishimura (2014, Annual Rev.)

2011年東北地方太平洋沖地震の震源過程（海溝よりの浅い側で特大なすべり）

Sun et al. (2015) Maeda et al. (2013)

海溝軸付近での深部調査掘削（JFAST）

The deep-sea drilling vessel Chikyu“ちきゅう”

operated by JAMSTEC

掘削地点水深： 約 6900m海底下： 約 850m

Chester et al. (2013, Science)

水深約6.9 kmから海底下約850 mのドリリング！

海溝軸付近での深部調査掘削（JFAST）

Chester et al. (2013)

厚みの薄い断層帯(～5 m)＆鱗状の変形組織

Chester et al. (2013)

Wang (2013)

・巨大津波を引き起こしたプレート境界断層浅部は、スメクタイトを大量に含む遠洋性粘土層に沿って局所化（変形帯の厚さ～5 m）して発達している．

・コア試料を用いた室内実験により、摩擦発熱による間隙水圧上昇が効果的に起こり、地震時に断層が非常に滑りやすくなったことが明らかになった。

➟ひとたび地震時に断層の摩擦強度が低下すれば、深部からの破壊伝播を促進しプレート境界浅部でも大きな滑りが生じ得る。

Ujiie et al. (2013)

すべり速度： 1.3 m/s

USGS掘削コア試料を用いたせん断すべり実験

まとめ

・断層運動としての地震断層面の固着➡ひずみエネルギーの蓄積➡断層面が急にずれて蓄えられたひずみを解放する現象

・断層運動の分類と地震波の放射パターン

・震源過程（断層すべりの時空間発展）

・東北地方太平洋沖地震の断層面の調査研究