5‑1. はじめに
1 9 9 8 年 9
月3
日に岩手山の南西の雫石町で発生した岩手県内陸北部地震( M = 6 . 1
，図5 ‑
1) に伴って，顕著な低周波後続波を伴う余震(以下では，低周波余震と称する)が発生し た.この長周期波の励起機構を解明することは，余震域に隣接する岩手山付近で発生して いる低周波イベント(微動や低周波地震)及び
M6.1
の地震そのものの発生機構を明らかに する上でも重要である.本震発生直前から 我々は本震の震源域の南端から約15km
南の 同町鴛宿でアレイ観測を開始していた.震源とアレイの位置関係を図5 ‑ 1
に示す.ここで はそのアレイ(雫石アレイ)による記録を基に低周波余震の特徴をまとめ，その発生機構 について考察する.5‑2. 観 測
1 9 9 8 年
2月から活発になった岩手山付近の地震特に浅部での低周波地震と火山性微動 及ぴ深部での低周波地震を観測するため，弘前大学では岩手県雫石町鴛宿にアレイ観測網 を展開した.設置作業がほぼ終了した9
月3
日，岩手山南西でM = 6 . 1
の地震が発生した.こ の地震の本震の記録は振り切れてしまったが，直後か らの余震をアレイによって 連 続 記 録 す る こ と が で き
た.
アレイは
1 1
観測点から 成る L字型のアレイと，そ れを取り囲む5点の単独点 から構成した(図5 ‑ 2 ) . L
字型アレイの観測点間隔は
100 ‑ ‑ ‑ ‑200m
で，地震計の39.8'
成分は
3
成分が5
点，上下動 39.6・が
6
点である.間隔を広げて 設置した単独点はすべて3
成分の観測点である.ほと140.8' 1410 141.20
んどの地震計は岩盤の露出旬 図5‑1. 1998年岩手県内陸北部地震の本震(貴)と余震 (0) した地点に設置した.この の震央分布と，雫石アレイの観測点('Y)配置.
LX5
V
マ将司
CNTLY1マ マ
LY3マ マ v
LY5
140.85'
39.6'
140.9' 140.95'
Shizukui5hi array 801 ..
802マ
マ803 v 805
39.6'
マ
v 804 39.55'L ‑shaped array
.. Broadband seismometer 同n
(flatvel∞ity陪sponseup to 30 s)
マ 8hort‑periodseismometer 140.85・ 140.9' 140.95' (1 Hz)
図5‑2. 雫石アレイの観測点配置.観測点のシンボルは使用した地震 計の種類を表す.左側の図は右側の図の L字型アレイの拡大図.
アレイの最大の特徴は
3
か所に30
秒 計2
か所に20
秒 計 他 の 場 所 に は1
秒 計 を 使 用 す ることにより，低周波側の帯域を広げたことである.信号は分解能1 6
ピット，サンプリン グ周波数1 0 0 Hzで A/D
変換され，DAT
レコーダに連続収録された.5‑3. 低周波後続波を伴う余震の波形の特徴と震源分布
( 1 )波形の特徴
余震の中には顕著な低周波後続波を伴うものがあった.以後 そのような余震を低周波
0 9 / 0 5 / 9 8 9:46:30 S t a t i o n S04 (broadband)
Z‑comp
P‑wave NS‑comp
EW‑comp
。
20Time
[ 5 ]
図 5‑3. 雫石アレイの観測点 S04で観測された，低周波後続波を伴う余震の 波形例.地震計は広帯域地震計 (CMG‑40
l ?.
40
SP aftershock LP aftershock
09/04/98 04:42 804 EW‑comp. 09/05/98 0:46 804 EW‑comp
削 1 ト い ど 竺 T
空竺
竺竺
!三二一 一 w 川 削 川 川
L一 … … r 竺 i
~ベ~Wi仙V伽i!11fいい j!M!1hi州山哨
。
4
酬酬;榊榊州州i
附州附酬叫叫制帥帆伽い州州州州…J例…… J 竺 二 叫 W k
LWi....l，.........，蜘 仲 叩 仲
10 20 30 40 50 60 70
Time [s]
B Hz
4・16Hz
8・32Hz
」一ー一一」
80 90 0
4・16Hz
」幽企盆占副#糾4.届l̲̲̲
8・32Hz 叩 ‑ 問 町m同同戸守市珂叩… ，
10 20 30 40 50 60 70 80 叩
Time [s]
図5‑4. 雫石アレイの観測点S04で観測された高周波余震(左)と低周波余震(右)の波形の比 較.一番上が生波形で その下はバンド・パス・フィルターを通した波形.フィルターの通過帯域
は波形の右側に示しである.
余震，それに比べて高周波成分が車越する通常の余震を高周波余震と呼ぶ.低周波余震の 波形例を図
5 ‑ 3
に示す.これは観測点S04
(図5 ‑ 2 )
に設置したCMG‑40T
地震計( 3 0
秒 計)で記録した波形である.この記象の1 7
秒付近から顕著な低周波後続波が現れている.P
波初動の立ち上がりは比較的明瞭で震源距離から期待されるS
波の到達時刻は図に示し た位置になる.従って 低周波後続波の出現時刻は S波初動時刻よりはず、っと遅い.低周 波後続波の車越周期は1‑2
秒で，振幅は直達S
波の4
倍以上にもなる.また，継続時間も 非常に長く，図5 ‑ 3
に示した地震の場合は2 0
秒以上である.低周波後続波は3 0
秒計・2 0
秒計の記録により明瞭に現れ，広帯域地震計を設置していたことはこの余震の観測には好 都合であった.図
5 ‑ 3
のような低周波後続波はすべての余震において見られたわけではな い(図5 ‑ 4 )
.このことは後続波が観測点のサイト特性によって生じた波ではないことを 示している.低周波後続波を含む地震でも
P
波・S
波部分には高周波の波を含んでいる.図5 ‑ 4
のバ ンド・パス・フィルターを通した波形でこのことを示す.フィルターを通した2
つの地震 の波形の相違は周波数帯域が上がるにつれて小さくなり，8‑32
Hz帯で、はほとんど見分け がつかない.( 2 ) センブランス解析
低周波後続波の性質を議論するため，アレイ記録を用いてセンブランス解析 [NEIDELL
and
TANER (19 7 1 )
]を行い，波の到来方向とスローネスを推定した.図5 ‑ 5
は高周波の余 震，図5‑6
は低周波後続波を伴う余震についての解析結果である.解析はL
字型アレイのデータを用いて行い，図に示したのは1‑‑‑4Hz帯での結果である.図では上から順に，バ ンド・パス・フィルターを通した波形， スローネス，到来方向， および最大センプランス 値の時間変化を表す.スローネス，到来方向の図に示した濃淡はセンプランス値を表し，各 時間ウインドウで最大のセンプランス値をとるスローネスと到来方向が
O
で示しである.高周波の余震(図
5 ‑ 5 )
では，P
コーダ波は0 . 2[ s / k m J
程度のスローネスで震央方向言
1.0 4さ0.8ω ω0.6 ω ω 0.4 c
~
0.2ω0.0 360 ロ3
てω コ
=
コ180E
〈N
O ω1.0
(.) C C 4コ
~
0.5ω
X 偲
~
0.0。
0 9 / 0 4 / 9 8 04:42 S h i z u k u i 5 h i ( 1
・4Hz )
(39.763N，140.877E， 8.6km， M:=2.9)
10 20
Time [ 5 ]
30 40
図
5 ‑ 5 .
高周波余震に対するセンブランス解析の結果.上からフィル ターをかけた波形，スローネス・波の到来方向・最大センブランス値 を表す.スローネスと到来方向のプロットでの濃淡はセンプランス値 を表し可0
は最大センプランス値に対応するスローネスと到来方向を 示す.から到来しており，センプランス値も高い.S波が到達するとスロー不スが増加してセンプ ラ ン ス 値 が 低 下 す る と い う こ れ ま で の ア レ イ 解 析 で よ く 知 ら れ て い る 現 象[Km刈 仏RA
e t
aJ. (1997)]が見られる.ただし， Sコーダ波の到来方向も比較的震央方向を向き，あまり ばらつかない.センプランス値はSコーダ波部分ではS波到達直後よりは増加する.これ は，上段に示した波形において，低周波で観測点問で比較的コヒーレントな後続波が見ら
LX1̲UD LX2 UD LX3 UD LX4 UD LX5̲UD LY唱̲UD LY2 UD LY3 UD LY4 UD LY5 UD
O ω1.0
(.)
c 何
. . c
e
0.5ω "iIl X 何
~ 0.0 0
0 9 / 0 5 / 9 8 0 0 : 4 6 S h i z u k u i 5 h i ( 1
・4 Hz )
(39.763N， 140.956E， 6.2km， M=2.7)
10 20
Time [ 5 ]
30 40
start= 6.0 s
仁三翠
図5‑6. 低周波余震に対するセンプランス解析の結果.上からフィ ルターをかけた波形司スローネス・波の到来方向・最大センブラン ス値を表す.スローネスと到来方向のプロットでの濃淡はセンプラ ンス値を表し，
0
は最大センブランス値に対応するスローネスと到 来方向を示す.れることと対応する.
これに対して低周波の余震〈国
5 ‑ 6 )
の場合辻，上記の全般的な傾向詰共通しているが，低瑚波後続波の部分(留の
1 0
秒‑‑‑2 2
秒付近)での振る舞いが異なる.ここでのセンプラ ンス値は高い値を取るので，センプランス値の時間変化曲線を見ると，S
波到達時の一時的 な低下が自立つ.抵扇波後続波部分の波の到来方向は震央方向で，ばらつき具合は高周波 の余震の場合よりも小さい，低周波後続波のスローネスは0 . 4[s/kmJ
程度でP
波やS
波 のそれよりも大きい.また，ス口ーネスのばらつきも，低周波後続法が卓越する時間ウインドウについて見ると 高周波地震の場合に比べて小さいことが特徴である.以上のこと から，低層波後続波は震央方向から到来する波で，スロ…ネスが大きいことがおかつ ・
( 3 )按動様式と後続波のスペクトル
次にparticlemotionを調べた.図
5‑7
~こは 3 成分の変位波形から求めた P 波， S 波，お よび、低周波後続波部分のparticlemotionの例を示す .P波は震央方向の斜め下から入射し ような振動，S
波は震央方向にほ沼直交するような振動で，理論的に期待される振動に調 和的である.低周波後続波部分で特徹的なのは図で矢印を付けた部分で，震源と観灘点を 合む鉛車面内でretrogradeな振動を示している.これはRayleigh波的な振動である.図
5 ‑ 8
は高層波の余震と低周波の余震についてのランニングスベクトんを示したもので P欄wavedisplacement (1‑4Hz)? せ
会 人 小
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S‑wave dispfacement (1‑4Hz)
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電" J 、， ， 、.r‑ ~j)
M、J 、J 、J ・1柑'叫
[s] H0"1m)
~O C Q 2.0 ・c U
O
S N
一 一 一 今epicenter
堕ちー7. 低周波余震のP波(左上入 S5.皮{お上)，後続波(下)に対する particfemotian 液形はフィルターを通した変性記録.
HF event
(S04 09/04/98 04:42 EW‑comp.)戸
︒ 必 品 守 内
d内J﹄
4 a
{N Z] ho co
コσ ω
﹄ 比
o 10 20 30 40 50 60 70 80 90
Time [s]
‑0.2 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0
Normalized Fourier amplitude
o 10 20 30 40 50 60 70 80 90
Time [s]
‑0.2 0.0
lf
簿類繍 Normalized Fourier amplitude図5‑8. 高周波余震(上)と低周波余震(下)に対するランニング・
スペクトル.濃淡は規格化されたスペクトル振幅を表す.規格化は 各時間ウインドウごとに行った.波形の下の横棒は図5‑9と図5‑10 でスペク卜ルを求めた時間ウインドウを表す.
ある.スペクトル振幅値を濃淡で表し 各時間ウインドウ内の最大値で規格化して示しで ある.どちらの地震でも直達波部分では高周波成分が卓越するが 低周波余震の場合の方 が上昇の程度は小さい.低周波後続波部分について見ると， 1 Hz程度の波が卓越しており，
時間的な変化は見られない.従って，低周波後続波部分で顕著な分散は見られないことが わかる . ( 2 ) および ( 3 ) で示した特徴からは，低周波後続波が非分散性の表面波(Ra y l e i g h 波)であることが考えられる.
( 4 )実体波のスペク卜ルの特徴
図 5‑8 において，実体波部分での卓越周波数が高周波余震と低周波余震では異なること
を述べたが，ここではそれについてもう少し詳しく検討する.図 5‑9 および図 5‑10 は，そ
れぞれ高周波余震と低周波余震について， P 波 ， S 波 ， S コーダ波部分の速度振幅スペクト
ルを示したものである.各時間ウインドウは波形の下に示しである.両地震のスペクトル
804 0 9 / 0 4 / 9 8 0 4 : 4 2 正 W 輔 ∞ m p .
。
Noise 10 20 Scoda 30Time [ s ]
ω1e心5
ち喝剛~コ
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1e心6〈E
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Frequency
[ H z ]
40 50
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1 10 Fre弓uency
[ H z ]
図5‑9. 高開設余震の渡形と宅そのP波， S波， Sコーダ渡的速度スペクトル接 福.灰色で表されたスペクトルはP
波到達前のノイズのスペクトル.波形の下の 横棒はスベクトルを求めた時間ウインドウを表す.804 0 9 / 0 5 / 9 8 0 : 4 6 E W ‑ c o m p .
イ 酬 い
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百
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