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On the Detectability of Earthquakes and Crustal Movements in and around the Tohoku District (Northeastern Honshu) (I) Microearthquakes Hiroshi Ismi an

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地 震 第2輯 第31巻 (1978)287-298頁

東 北 大 学 に お け る地 震 ・地 殻 変動 の

検 知 能 力 に つ い て

(I) 微 小 地 震 東北大学理学 部地震予知観 測セ ンター 石 井 紘 ・高 木 章 雄 (昭和53年8月17日 受 理)

On the Detectability of Earthquakes and Crustal Movements in

and around the Tohoku District (Northeastern Honshu)

(I)

Microearthquakes

Hiroshi Ismi and Akio TAKAGI

Observation Center for Earthquake Prediction,

Faculty of Science, Tohoku University

(Received August 17, 1978)

Fifteen seismological observation stations operated by Tohoku University are distributed in the Tohoku district, northeastern Japanese arc. The accuracy of the determination of hypocenters and origin times of microearthquakes in the Tohoku district is investigated applying the method of prediction analysis.

Contour maps of the estimated standard errors in the hypocenters parameters and origin times are calculated and plotted for several magnitudes and event depths assuming the crust-upper mantle structure and errors in the data, taking into account ground noise level of the observation stations.

1. 序 論 地 震 学 に お い て, 地 震 波 の到 達 時 刻 を用 い て震 源 や発 現 時 を求 め る こ とは最 も基 本 的 な 問題 の 一 つ で あ る. 東 北 大 学 に お い ては, 昭 和49年 度 か らテ レメ ー タに よ る集 中処 理 方 式 に よ り 震 源 決 定 を 実 施 し, そ れ ま で の も の と比 較 して そ の精 度 が非 常 に 向上 した. そ こで東 北 大 学 の 観 測 網 に よ り決 定 され る震 源 の決 定 精 度 や 検 知 能 力 にこつ い て調 べ る こ とを試 み た. これ は微 小 地 震 のサ イ ス ミシ テ ィを 考 えた り, 今 後, 観 測 点 を 効 果 的 に増 設 す る場 合 に非 常 に有 用 で あ る. 日本 付 近 の震 源 決 定 精 度 につ い て は, す で に い くつ か の論 文,〔 安 芸(1964), 市 川(1967),

SATO, OCHI and KOTAKE(1967), 岸 尾 ・〔山川1969)に よ わ興 味 あ る結 果 が報 告 さ れ て い

る. 特 にごSATO, et al. (1967), は シ ミュ レーツ ョンを 採 用 し, 観 測 網 の配 置 に よる観 測 誤 差

(2)

288 石 井 紘 ・高 木 章 雄

を 調 べ て い る. こ の論 文 で は, 解 析 的 にご種 々の誤 差 を見 積 るた め にWOLBERG(1967)に よ る

予 測 解 析 法 を 適 用 した. こ の方 法 はPETERS and CROSSON(1972)が 既 に震 源 決 定 に用 い て

い る. 我 々は よ り現 実 的 な マ グ ニチ ュー ド別 の震 源 決 定 精 度 を見 積 るた め に各 観 測 点 の 平 均 的

グ ラ ン ドノ イ ズを 測 定 し, 計 算 に取 り入 れ た. 震源 決 定 は4点 以上 のP波 の発 現 時 に よ る もの

と し, 層 構 造 を 考 慮 して行 う もの と した.

2. 東 北 大 学 に お け る微 小 地 震 観 測 網

観 測 網 は 現 在15個 所 の観 測 点 か ら構 成 され て お り, 各 点 の デ ー タは テ レメ ー タに よ り伝 送

され て い る. Fig. 1にご観 測 点 配 置 が示 され て い る. 日本 海 側 の 男 鹿(OGA), ニ ツ井(FUT),

仁 別(NIB), 沢 内(SAW), 本 荘(且OJ)の デ ー タ は秋 田市 にごあ る秋 田 サ ブ セ ンタ ー に伝 送

され, 太 平 洋 側 の階 上(HSK), 姫 神(KIMK), 宮古(MYK), 三 陸(SNR), 北 上(KGJ) の デ ー タは北 上 サ ブセ ン タ ーに, また, 東 北 南 部 地 域 の温 海(ATM), 川 渡(KWT), 釜 房 (KMF), 金華 山(KNK), 青 葉 山(AOB)の デ ー タは 地 震 予 知 観 測 セ ンタ ー にご伝 送 記 録 され る. 回線 は 電 々公 社D1規 格 で伝 送 方 式 はFM方 式 で4chが 送 られ る. さ らに, 秋 田 一 青 葉 山, 北 上 一 青 葉 山 間 は4線 式 のD1回 線 にこよ り結 ば れ, 秋 田 と北 上 に 集 中 され た各 観 測 点 の上 下 動1成 分 とHOJ, KGJの 各 水 平 動 1成 分, 合 計6成 分 ず つ の 地 震 記 録 が 青 葉 山 に オ ンラ イ ンで 集 中 記 録 され る. この よ うに, 青 葉 山に 送 られ て きた 地 震 信 号 は紙 送 り21nm/Secの モ ニタ ー 記 録 と して多 成 分 ペ ン書 き記 録 計 にご常 時 記 録 され る. また, 全 観 測 点 の上 下 動 成 分 は地 震 判 定 に用 い られ, 全 点 の うち3点 以上 が規 定 の振 幅 以 上 にご達 し た場 合, ト リガ ー信 号 を秋 田 と北 上 サ ブセ ン タ ーに送 る. 青 葉 山 と各 サ ブセ ン タ ー の早 送 り(15mm/sec)多 成 分 記録 計 と アナ ログデ ー タ ー レコ ー ダ ー が この トリガ ー信 号 にこよ り駆 動 され, 遅延 時 間22. 5secの 遅 延 装 遣 を 通 つ

Fig. 1. Locations of seismological observation sta-tions employed for the computation of detectabi-lity and accuracy of hypocenters and origin times of earthquakes.

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東北大学に おけ る地震地殻変動 の検知能 力につい て 289

た 地 震 信 号 を2分 間 記 録 す る. この早 送 り多 成 分 記 録 計 の 記録 が人 間 に よ りXY座 標 読 取 り

装 置 に よ り読 取 られ, 計 算 機 とオ ン ライ ンで結 ばれ て震 源 決 定 に用 い られ る.

3. 饗 源 決 定 精 度 の 計 算 方 法

こ の論 文 では, 種 々 の観 測 点 配 置 に対 して あ る地 点 で発 生 した地 震 の震 源 決 定 精 度 を推 定 す

るた め に にごW侃BERG(1967)よ る予 測 解 析 法 を 適 用 した. こ の方 法 は既 にPETERS and

CROSSON(1972)に よつ て 地震 観 測 点 の局 地的 配 置 と震 源 決 定 精 度 の 関 係 に 対 して 適 用 され て

い る. 観 測 点iに お け る発 震 時ti, 観 測 点 の座 標 や地 下 構 造 モ デ ル の パ ラ メ ー タな どをxji,

震 源 要 素 な どの未 知 の パ ラ メー タ を 砺 と しこれ らの 関 係 を ti=f(x1j,x2j, …, xmi;α1, α2, …, αp) (1) と表 わ す. 観 測 値 をTi, Xjiな ど と し, 残 差 を 次 の よ うに定 義 す る. Rti≡Ti-ti (2) Bxij≡Xji-xji 残 差 の二 乗 に重 みWtiとWxjiを 掛 けた 和Sは S≡Ei=1[ωyiBti2+Ej=1WxjiBxji2] (3) 最 小 二 乗 法 に よ る 震 源 決 定 はSを 最 小 に す る よ う なakを 求 め る こ と で あ る. 関 数Fiを Fi≡ti-f(x1i, x2i, …, xmi; α1, α2, …, αp) (4)

と定 義 す る と(1)よ り

Fi=0, i=1, 2,..., η (5)

ま た, 関 数Fの 微 分 を 添 字 に よつ て 次 の よ う に 表 わ す:

Fxji≡eFi/exji; Fii≡eFi/eti=1; Faki=eFi/eak (6)

デ ー タ や 未 知 パ ラ メ ー タ の 第 一 近 似 αk0か ら 推 定 さ れ るFiの 値 をF0と す る と F0i≡Ti-f(X1i,X2i,…, Xmi, α10, α20,…, αρ0) (7) こ こ でF0は ゼ ロ にご等 し くな い. 未 知 パ ラ メ ー タ の 補 正 値 をAk; Ak≡ αk0-αk (8) とす る とAゐ は 次 の 連 立 方 程 式 を 解 く こ と にご よ つ て 得 ら れ る. 41C11+42C12+…+4C1ρ=Y1 (9) Δ1Cρ1+42Cp2+…+ΔCpp=Vp こ こ で Ckl≡ ΣLi-1FakiPaf,

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290 石 井 紘 ・高 木 章 雄 Yk≡ ΣLi-1PAF0i, Li≡(Fti)2/wti+E(Fxji) (10) k=1,2,…,ρ Z=1,2,…,ρ (10') i=1,2,...,n WOLBRG(1967)に よ る と 未 知 数 砺 の 標 準 偏 差 σαkの 予 測 値 は, ∂mk∼(S/n-p)1/2・(qkk-1)1/2, k=1,2,…,ρ (11) み よ り推 定 さ れ る. Sがx二 乗 分 布 に 従 うな ら ばSの 平 均 値Sは S=η-P (12) と な り, (11)式 よ り σαkの 予 測 値 ∂呪 は . ∂αk2=Ckk-1 (13) か ら 推 定 で き る. 従 つ て, 我 々 は 実 際 の デ ー タ の 逐 次 近 似 に よ つ て 解 を 求 め る こ と な しに 与 え ら れ た デ ー タ の 組 だ け か ら 未 知 量 の 探 準 偏 葦 を 計 算 す る こ と が で き る. 以 上 の 結 果 を 用 い て 震 源 決 定 精 度 を 試 算 した. 震 源 決 定 は 初 動 に よる もの と し, 4点 以 上 で観 測 さ れ た場 合 の み計 算 す る もの と した. 震 源 を北 緯37∼41,東 経138∼144 の 範 囲 の0.1ご とに仮 定 し,そ の全 て に 対 して決 定精 度 を 計算 した. 計算 の ブ ロ ッ クダ イ ア グ ラムがFig. 2に 示 され て い る. まず, 仮 定 した 震源 に 対 して, 各 観 測 点 で 期 待 され る速 度 振 幅 を 村 松(1964)の 式 に よ り計 算 し, そ れ と各 観 測 点 にお け る平 均 的 グ ラ ン ドノ イ ズ と比 較 し, 計 算 され た 振 幅 が グ ラ ン ドノ イ ズ の2倍 よ り大 きい 場 合 に初 動 が 読 取 れ る と した. 村 松 の 式 は 最 大 振 幅 に対 す る もの で あ るが, 種 々 の条 件 を 課 した 場 合 の結果 と実 際 の決 Fig. 2. Flow chart employed for the computation

of detectability and accuracy of hypocenters and origin times of earthquakes.

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東北大学 におけ る地震地殻変動 の検知能力 につつ て 291

Fig. 3 (a), (b), (c), (d). Maps showing datectability and accuracy of hypocenters and origin time for earthquakes with the magnitude of 3.0 and the depth of 10 km, assuming a infinite elastic medium with P wave velocity of 6 km/sec. Alphabets, T, X, Y and Z mean

origin time, E-W component, N-S component and depth respectively. Accuracies are

presented by the signs shown below the figures. Question marks mean that a seismic P wave larger than the ground noise level can not be caught at the stations more than four

stations.

(T), i=3.0, h=10KM (X), M=3.0, h=10KM

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292 石 井 紘 ・高 木 章 雄 定 を 比 較 し, 経 験 的 に 上 述 の 条 件 を 採 用 した. 初 動 の読 み取 りに は0.05秒 の標 準偏 差 を仮 定 し, 地 下 構 造 の 速 度 に は0.1km/sec, 深 さ に は0.1kmの 標 準 偏 差 を 仮 定 した. 4. 震 源 決 定 精 度 と検 知 能 力 (a) 全 体 的 特 徴 第1段 階 と して地 下 構 造 は半 無 限 弾 性 体 でP波 の速 度 を6km/secと 仮 定 し, 4点 以 上 で検 知 され た もの に て つ い て発 現 時(P time)を 用 い て 震源 を決 定 す る もの と した. Fig. 3はM =3で, 深 さ ん=10kmの 地 震 に 対 す る震源 決 定 精 度 を 計 算 した もの で あ る. X. Y, Zは, そ れ ぞ れ 東 西, 南 北, 深 さの 方 向 の震 源 決 定 精 度 の標 準 偏 差 を 示 し, Tは 発 震 時 の そ れ を 示 す. 記 号 はX, 黙Zに 関 して は標 準 偏差 が次 の よ うな 意 味 を もつ. ブ ラ ン ク ≦1km, 1km <B≦3km, 3km<#≦5km, 5km<D≦10km, *>10km, ?=4点 以上 で は 検 知 不 能. また, Tに 関 して は0≦A<0.5秒, 0.5秒 ≦+≦1.0秒, 1秒 ≦C<2秒, *≧2秒 を 意 味 す る. こ れ らの記 号 は後 の 図 に お い て も同様 に用 い られ る. この よ うな半 無 限弾 性体 に よつ て も観 翻 点 配 置 の特 徴 が大 体 理 解 で きる. X, 弘ZとTは 単純 な パ タ ー ンを 示 してい るが, 深 さZは 複 雑 な パ タ ー ンを示 して い る. 東 北 大 学 の観 測 点 配 置 が南 北 に伸 び て い る た め, 東 西 方 向 の震

Fig. 4 (a), (b). Maps showing detectability and accuracy of depth (Z) and origin time (T) for earthquakes with the magnitude 2.0 and the depth of 10 km, assuming the same elastic model as Fig. 3. Meaning of the marks is shown below the figures and the same as Fig. 3.

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東北大学におけ る地震地殻変動 の検知能力について 293

Fig. 5 (a), (b), (c), (d). Maps showing detectability and accuracy of hypocenters and origin time for earthquakes with the magnitude of 3.0 and the depth of 10km, assuming a upper mantle model with a P wave velocity of 6.3km/sec in the crust and 8.0 km/sec in the mantle, and a thickness of the crust of 31km. Alphabets, T, X, Y and Z mean origin

time, E-W component, N-S component and depth. Meaning of the marks is shown below

the figures and the same as Fig. 3.

(T), M=3.0, h=10KM, H=31KM (h), M=3.0, h=1OKM, H=31KM

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294 石 井 紘・ 高 木 章 亀雄 灘 蹄 度 の隙 南北 にこ長 くな り浦 ゴヒ方 向の決定鞭 錬 西方 向にご伸び る傾向があ る. 莞震 時に関 してはXとYの 平均的な図になつてい る. 深 さ方向の精度の図は複雑で全体的にこ 潔 やYよ りも 精 度 が 悪 くなつ て い る のが わ か る. (b) マ グ ニ チ ュー ドに よ る相 違 地 震 の マ グ ニ チ ュ ー ドの 相違 にごよ る検 知 能 力 の 変 化 を 調 べ るた め 半 無 限 弾 性体 で 深 さ10km に マ グ ニ チ ュ ー ド2.0の 地震 が起 こつ た場 合 の 震源 決 定 精 度 がFig. 4に 示 して あ る. Fig. 3 と比較 して み る とわ か る よ うに 検 知 可 能 な 範 囲 が 非 常 に小 さ くな る の がわ か る. しか しな が ら, 震 灘 定 精 度 に つ い て み る と内 陸 部 にこおい て によM=3とM=2暢 合 で 靴 ん 挙 が な い. (c) 地 下 構 造 に よる 相 違 震 源決 定 の 際 にご用 い る地 下構 造 毛 デル に よ り震 源 決 定 精 度 が どの程 度 影 響 され る か調 べ てみ る. 地 下 構 造 と して 一 層 あ る場 合 で, 層 にお け るP渉 の速 度 が6.3km/secで 下 り半 無 限 媒 鷺 聯 速 度 が8.0km/secで 層 の厚 さが31kmと い うモデ ル を 採用 した. Fig. 5は ち の 地 下 構 造 でFig. 3と 比 較 す る た め に震 源 の深 さ10kmで マ グ ニチ ュ ー ドは3.0の 場 合 の 震 源 決 定 精 産 を計 算 した も4)で あ る. Fig. 3と 比 較 して み る と次 の こ とが わ か る. す な わ ち, 検 知 可 能 な範 囲 や パ タ ー ンは ほ ん ん ど同 じで あ るが, 決 定 精 度 の よい領 域 が全 体 的 に 広 が つ て い る. この特 徴 は深 さの決 定 精 度 の 図 に対 して特 にこ顕 著 で あ り, Fig. 1と 比 較 す る と精 度 が

Fig. 6 (a), (b). Maps showing detectability and accuracy of depth (Z) and origin time (T) for earthquakes with the magnitude of 3.0 and the depth of 20km, assuming the same elastic model as Fig. 6. Marks have the same meaning as Fig. 5.

(T), f1=3,o, h=2OKM, H=31KM

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東北大学 における地震地殻 変動 の検 知能力について 295

Fig. 7 (a), (b). Maps showing detectability of depth (Z) and origin time (T) for earthquake with the magnitude of 1.5 and depth of 30km, considering all stations and assuming the

same elastic model as Fig. 3. Marks have the same meaning as Fig. 5.

(T), M=1.5, h=30KM (Z), M=1.5, h =30KM

Fig. 8 (a), (b). Maps showing detectability of depth (Z) and origin time (T) for earthquakes with the magnitude of 1.5 and depth of 30km, not consideing the NIB station and

ing the same elastic model as Fig. 3, Marks have the same meaning as Fig. 5.

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296 石 井 紘 ・高 木 章 雄 非 常 に 向 上 し, か つ そ の 領 域 の拡 大 してい る のが 明 白 で あ る. (d) 震 源 の深 さに よ る 相違 震 源 の深 さが 震 源 決 定 精 度 に及 ぼす 影 響 を次 に調 べ る. Fig. 5と 比 較 す るた め に 同 じ一 層 構 造 で深 さが20kmの 震源 の 場 合 の 決 定 精 度 の図 がFig. 6で あ る. X, YとTの 図 で は 震 源 の深 さ が異 なつ て も検 知 可 能 範 囲 も, 決 定 精 度 もほ とん ど変 らな い. しか る に, 深 さに 関 す る決 定 精 度 の 図Zを み る と精 度 の高 くな る領 域 が 拡 大 し, 東 北 地 方 内陸 の ほ とん どで1km 以 内 で深 さが求 ま るの が わ か る. 震源 の 深 さは 深 さ方 向 の決 定 精 度 にご非 常 に影 響 して い る. (e) 観 測 点 の 貢 献度 全 体 の観 測 網 の 中 で, あ る観 測 点 が どの 程 度 貢 献 して い るか を調 べ てみ る. これ は今 後 観 測 点 を増 設 す る場 合 に どの程 度検 知 能 力 が 向 上 す るか を 予 測 し, 最 適 の観 測 点 を 決 め る場 合 な ど の際 に重 要 で あ る. 半 無 限媒 質 で, 震 源 の深 さが30km, マ グニ チ ュー ド1.5の 場 合 の決 定 精 度 がFig. 7に 示 して あ る. マ グニ チ ュー ドが小 さい の で検 知 可 能 範 囲 が非 常 に狭 くな つ て い る。 全 体 の観 測 網 の 中 でNIB(仁 別)観 測 点 が な い場 合 の震 源 決 定 精 度 を示 した の がFig. 8 で あ る. 男鹿 半 島 や 秋 田 市 沖 の 地 震 が ほ とん ど検 知 で きず, 内陸 の西 側 の 地 震 の決 定 精 度 も悪 くな つ て い る の がわ か る. 内陸 太 平 洋 側 の地 震 に 関 して は, 他 の観 測 点 で充 分 で あ り, NIB観 測 点 の な い影 響 は ほ とん どな い. この よ うな数 値 実 験 を 試 み る こ とは, 観 測 点 の増 設 場 所 を決 め る際 な どに有 用 で あ る. 5. 議 論 1976年 と1977年 に東 北 大 学 の地 震 観 測 網 に よ り観 測 され震 源 決 定 され た 微 小 地 震 の震 央 分 布 がFig. 9とFig. 10にご示 して あ る. 深 さは20kmま で の 浅 い 地 震 で あ る. この震 源 決 定 に用 い られ て い る地 下 構 造 は地 殻 の 中 でP波 の速 度 が1次 的 に増 加 して い る よ うな モ デ ル(長 谷川 武 司他(1974))で 二震源 決 定 に はAKI(1965)の 方 法 を適 用 して い る. 東 北 地方 の浅 い 地 震 の 震 央 分 布 に 関 して 次 の よ うな 特 性 が 見 られ る. す な わ ち, 三 陸 沖 か らaseismic Fig. 9. Epicenter distribution of shallow earthquakes

with depth less than 20km in the Tohoku district for a year of 1976.

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東北大学 におけ る地震地殻 変動 の検知 能力について 297 frontま で の微 小 地 震 活動 の 活 発 な地 域 が あ る. これ は沈 み 込 む 海 洋 プ レ ー トと大 陸 プ レー トとの相 互 作 用 に よ り 起 こ る と考 え られ る. 次 に, 東 北 地 方 内陸 に発 生 して い る微 小 地 震 は 火 山 フ ロ ン トと一致 して い る. 青森 県 に み ら れ る活 動 地 域 は岩 木 山 の 火 山性 地震 活 動 と陸 奥 湾 の群 発 地 震 活 動 で あ る. ま た, 日本 海 側 で は 男鹿 半 島 や秋 田沖 付 近 に お い て活 動 域 が あ り, 新 潟 地 震 (1964年)の 余 震 とみ られ る活 動 も 顕 著 で あ る. 前 述 の図 か らわ か る とお り, 日本 海 側 のNIBやHOJの 観 測 点 は グ ラ ン ドノ イ ズが 他 よ り小 さ く, そ のた め に, 特 に 日本 海 側 の検 知 能 力 が よ くなつ て い る こ とか ら, 日本 海 のは るか 沖 に は 微 小 地 震 活 動 は な い こ とが 明 らか で あ る. 東 北 地 方 南 部, 福 島 県 南 部 は 検 知 能 力 の 限 界 付 近 で あ る こ とに よ りほ とん ど震 源 が決 まつ て い な い. 決 定 され た 震 央 分 布 が前 述 のM=3の 場 合 の検 知 可 能 範 囲 と同様 な形 を して い るの が わ か る. Fig. 9とFig. 10の 震 源 決 定 は 人 間 が ア ナ ロ グ記 録 を直 接 み て, P波 の到 達 時 を判 定 し た もの で あ り, ノイ ズ の比 較 的 大 きい場 合 で も, 種 々の判 断 が可 能 で あ る. した が つ て, ノイ ズ と信 号 の 比 の 条 件 で作 成 した 前 述 の検 知 能 力 図 よ りも検 知 範 囲 が広 が つ て い る. ま た, 実 際 に は地 下 構 造 の水 平 方 向 の異 方 性 な ど も考 え られ るか ら計 算 され た 図 とは 若 干 の相 違 が 考 え ら れ る. 以上 の こ とか ら, 東 北 大 学 の ネ ッ トにごよつ てM=2.5以 上 な らば確 実 で, M=2以 上 の地 震 な らば, ほ ぼ もれ な く検 知 され て い る と考 え られ る. 6. 結 論 東 北 地 方 に配 置 され た14個 所 の微 小 地 震 観 測 点(現 在 は15個 所)に こよ り決 定 され る震 源

の 決 定 精 度 に つ い て 調 べ た. 用 い た 方 法 は, PETERS and CROSSON(1972)に 既 に 適 用 して い

るWORBERG(1967)の 予 測 解 析 法 で あ る. 震 源 決 定 は4点 以 上 で 観 測 され たP波 初動 を 用

い る も の と し, 地 下 構 造 は 地 殻 とマ ン トル の成 層 構 造 を仮 定 した. 震 源 を北 緯37∼41, 東

経138∼144の 範 囲 で0.1ご とに仮 定 した. 異 な る マ グ ニチ ュ ー ドにご対 す る震 源 決 定 精 度

Fig. 10. Epicenter distribution of shallow kes with depth less than 20km in the Tohoku

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298 石 井 紘 ・高 木 章 雄 を 得 るた め に各 々 の震 源 に対 して各 観 測 点 で期 待 され る速 度振 幅 を 村 松(1964)の 式 に よ り計 算 し, 各 観 測 点 の グ ラン ドノ イ ズ と比 較 して あ る レベ ル よ りも大 ぎい場 合 に初 動 が読 み取 れ る と した. また, 初 動 の読 み 取 りに は0.05sec, 地 下 構 造 の 速 度 に は0.1km/sec, 層 厚 に は0.1 kmの 標 準 偏 差 を 仮 定 し, 次 の よ うな主 な結 果 が 得 られ た. (1) 東 西 方 向, 南 北 方 向, 深 さ と発 震 時 に対 す る震 源 決 定 精 度 の分 布 図 が 得 られ, 観 測 点 配 置 と各 点 の グ ラ ン ドノ イ ズ を反 映 した特 徴 を示 して い る こ とが わ か つ た. (2) マ グ テ チ ュ ー ドの相 違 に よ り検 知 可 能 範 囲は 著 し く変 わ るが, 東 北 地 方 内陸 部 に 関 し て は 震 源 決 定 精 度 は ほ とん ど差 が な い. (3) 用 い た 地 下 構 造 が 半 無 限 の場 合 よ りも一 層 構 造 の場 合 の方 が震 源 決 定 精 度 は非 常 に 向 上 す る. (4) 震源 の深 さが10km程 度 で は, 深 さ の方 向 の決 定 精 度 の分 布 図 が著 し く複 雑 に な る. (5) こ の方 法 に よ り観 測 点 の貢 献 度 が調 べ る こ とが容 易 で あ り, 一 例 と してNIB観 測 点 の な い場 合 を調 べ た. 観 測 点 の 廃 止 や 増 設 を 検 討 す る際 にご有 効 で あ る. (6) 実 際 に決 定 さ れ た震 源 分 布 と比 較 す る こ とに よ りマ グ ニチ ー ド2.0以 上 の 地 震 は 検 知 可 能 で あ る と考 え られ る. 謝 辞 こ の研 究 を 進 め る過 程 に おい て 討 論 と有 益 な助 言 を して いた だ い た地 震 予知 観 測 セ ン タ ーの 平 沢教 授 は じめ, 地 震 ・地 殻 変動 観 測所 の 皆様 に 心 か ら感 謝 致 します. また, 論 文 の タ イ プや 図 の作 成 を手 伝 つ て いた だ いた 榊 乃 理 子 嬢 に も こ こに記 して感 謝 致 し ま す. 文 献

AKI K., 1964, Accuracy of Origin Time, Epicenter and Focal Depth of Local Earthquake mined Routinely by the Japan Meteorological Agency, Bull. Earthq. Res. Inst. 43, 23-38. 市 川 政 治, 1967, 日本 に おけ る地 震 波 の走 時 お よび 振 幅, 気 象 庁 技 術 報 告, 第55号, 1-42. 村 松 郁 栄, 1964, Magnitudeの 定 義 式 に つ い て, 地 震 皿, 210-221.

PETERS, D. C. and R. S. CROSSON 1972, Application of Prediction Analysis to Hypocenter mination Using a Local Array, Bull. Seism. Soc. Amer., 62, 775-788.

SATO, Y., I. OCHI and Y. KOTAKE, 1967, Accuracy of the Determination of Earthquake Source Parameters in and around Japan, Bull. Earthq. Res. Inst., 45, 1-5.

Fig.  3  (a),  (b),  (c),  (d).  Maps  showing  datectability  and  accuracy  of  hypocenters  and  origin    time  for  earthquakes  with  the  magnitude  of  3.0  and  the  depth  of  10 km,  assuming  a    infinite  elastic  medium  with  P  wave  veloc
Fig.  4  (a),  (b).  Maps  showing  detectability  and  accuracy  of  depth  (Z)  and  origin  time  (T)    for  earthquakes  with  the  magnitude  2.0  and  the  depth  of  10 km,  assuming  the  same  elastic    model  as  Fig
Fig.  5  (a),  (b),  (c),  (d).  Maps  showing  detectability  and  accuracy  of  hypocenters  and  origin    time  for  earthquakes  with  the  magnitude  of  3.0  and  the  depth  of  10km,  assuming  a     upper  mantle  model  with  a  P  wave  velocit
Fig.  7  (a),  (b).  Maps  showing  detectability  of  depth  (Z)  and  origin  time  (T)  for  earthquake    with  the  magnitude  of  1.5 and  depth  of  30km,  considering  all  stations  and  assuming  the

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