最近の松代地震の震源過程－松代アレイと臨時観測データの解析

(1)

験震時報第

5

3

巻 (1

9

0 )

3

1 -

-

4

頁牢

最近の松代地震の震源過程

一松代アレイと臨時観測データの解析一

柿下

fJt.** ・森田裕一牢**・西脇誠**・流精樹林ヤ長田方一

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3 .

0

秒の地震)を観測している.また有感地震も月 1回程度起乙っており，松代付近は依然、としてサイスミシティの高い地域であると言える. 松代アレイは大地震時に気象庁本庁が機能を失った時の何子官署の支援と遠地地震の検知能力向上を目的に最近の松代付近の地震活動は，有感地震だけで約6万固に達した

2

5

年前の「松代群発地震C1

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当時から見れば比較にならない程平穏である. しかし現在も地震活動は続いており，気象庁地震観測所にある群列地

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(2)

験震時報第53巻第 1-.. 4号臨時観測による震源再決定松代アレイで決定された1987年 8月から 1989年2月までの最近1年 7カ月間の松代付近の地震の震央分布を

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示す.松代アレイの震源決定方法は，松代の

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時間が

3

秒以内のものはガイガ一法を，それより長いものはアレイ法を適用している(長田他1984). 今回調査の対象となる松代地震は

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時間がすべて

3

秒以内であるので，すべてガイガ一法で震源を決定している. 現在起乙っている松代地震の震央分布を見るとアレイネットの北側に最も活発な地域があり，次いで松代の西方にいくつかの活動がみられる. そ乙で松代地震の大部分が起こっているアレイネット

2 .

3

2

198咋 4月から正式運用されたが，直下で起乙っている松代地震についても観測能力を飛躍的に向上させた.同システムによって徴小地震の震源決定が可能となり，松代地震活動の時間的空間的な特徴がこれまで以上に明確に把握できるようになった. そ乙で乙れまでの松代地震の調査研究結果をふまえ，最近の松代地震について震源の位置，震源過程を調査した.なお今回は1987年8月から 1989年2月までの期間，臨時観測を行ったため松代地震の震源を精度よく求める乙とができた.乙の正確な震源を用いて波形データの解析を精度良く行った.その結果現在起乙っている松代地震のメカニズムについていくつかの点が明らかになっ

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(3)

33

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の示した「松代地震断層」の北西側延長上にも地震活動が確認された(柿下他

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2

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k

m

，長野市綿内の蓮台寺)に臨時観測点を設置してアレイ観測点と合わせて震源を取り囲むようにして，それらのデータから震源、を再決定した.その結果，アレイ観測のみでは塊状に見 OT FIXEO(円RRRY+ROJ)

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13

日

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(4)

34

験震時報第53巻第 1- 4号行った全期聞について再決定した震源を示す.前述したように「松代地震断層

1

の北西側延長上に活動が見える他に，全体の震源分布を見ると西側の活動域では「松代地震断層」の走向と同じく北西南東の線状配列がみられ，一方その東側ではそれほど明瞭ではないが北東南西の配列がみられる乙とがわかる.乙のような震源の分布に注目して数字で示すようなregionに区分しそれぞれのregionでの活動様式について調べた.region 1が最も活発で， region 6と共に現在起乙っている松代地震の中ではM2.5以上の大きな地震の起乙る所である.有感地震はほとんど乙の両地域で起乙っている.それに比べ乙の両地域に挟まれて位置するregion3， 4， 5あるいはregion7， 9などでは大きな地震は起乙らず，震源がーカ所に集中するのではなく不規則な分布をしている. 深さはほとんどが

3-8km

ぐらいである. 更に詳しく乙の地域の震源を見るためにマスターイベント法を用いて再決定した.マスターイベント法は一つの地震(最も精度良く震源の求められた地震で、マスターイベントと呼ぶ}の震源を固定し他の地震の震源を相対的に決める乙とによって全体の震源精度の向上をねらうものである.ここでは震源が狭い地域l乙集中しているので震源付近では速度が一定の場合を考え，伊藤と黒磯 (1979)の手法で震源を求めた.今震源付近のP波速度が一定(v)で，

k

番目の観測点からマスターイベントへの

1

3

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1

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2

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Fig. 3 Hypocentral distributions reloca ted using the mast.er event method. Asterisks denote master eventsuf individual regiono Crosses denote obsevation points. Depth

distributions only at regions 1 and 6 are plotted on cross sections along lines AB and CD. A 斗 A q J

(5)

最近の松代地震の震源過程

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3

5 REGION

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Fig.4 Focal mechanism s

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2

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番目の観測点で観測されたマスターイベントと i番目の地震の

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(

X

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を求めた. 今回は各

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毎に震源を正確に決めるために，まず全体の中核となるゼネラルマスターのイベントを一つ決め，さらに各

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o

n

毎にマスターとなるイベン卜を一つずつ選択した.そしてまずマスターイベント法によってゼネラlレマスターと各

r

e

g

i

o

n

のマスターとの相対位置を決定し，次

l

乙各

r

e

g

i

o

n

毎

l

乙マスターとその

r

e

g

i

o

n

の全地震について同様に相対位置を決定した再決定した結果を

F

i

g

.3

I

乙示す.ゼネラルマスターには

r

e

g

i

o

n

は

r

e

g

i

o

n

と

r

e

g

i

o

n6

のみの分布を表示した

r

e

g

i

o

n

lでは北西南東方向に，

region6

では明瞭ではないが北東南西方向に震源が面状に並び，断層が乙の方向に向いており，両者ともほぼ垂直に立っている乙とがわかるj一方その中間の

r

e

g

i

o

n 3

，

4

，

5

，の地域では震源はーケ所に集中せず，不規則な分布をしているのが見られる.

r

e

g

i

o

n

と

r

e

g

i

o

n6

で乙の期聞に発生した有感地震について，

P

波初動分布からメカニズムを求めた

(

F

i

g

.

4 ).データは気象庁の他，東京大学地震研究所信越地震観測所のものを使用した.いずれも典型的な東西圧縮のストライクスリップであり，従来から示されているように松代地震でメカニズムを決める乙とができるような大きな地震はすべて乙の型である.先ほど求めた震源の分布から

r

e

g

i

o

n1

では北西一東南方向の節面が断層面，

r

e

g

i

o

n

6

ではそれと垂直な北東一南西方向の節面が断層面であると推定される.メカニズム解と震源の分布が F h u 円ベリ

(6)

3

6

験震時報第53巻第1--4号

(3.1) で表せる (Kanamori and Anderson (1975) ) . 乙乙で VcはP波または S 波の速度， ρは震源での密度，

r

は震源観測点間距離， μは震源での剛性率，Dは断層面上の平均的くいちがし、量，

s

は断層面積でLを断層の長さ wを幅とすると S =Lwである.R (e， ψ) は radiation patternの項を表す.またTは立ち上がり時間 (rise time)で， Vrを破壊進行速度，

e

を破壊の伝播方向と観測点の方向のなす角とすれば，破壊の継続時間

t

c

は

t

c

=

L

/

Vr

-L

cos

e

/Vc

で与えられる. 地震モーメント (Mo)はMo=μDSであるから(3. 3)式から極めて良く整合していると言える.

3 .

震源パラメータ (1) 震源パラメータの推定前節で、述べた様に震源は，幾つかのregion 乙分けられ，それぞれのregionで活動様式が異なる.そ乙でそれぞれのregionで震源過程に差があるか否かを調べた. 震源の破壊の様子を表す量として地震モーメント，応力降下量などがある.応力降下量は地震を発生した断層で，断層が滑り始める前と後で平均的にどれ位応力が減じかたを示す量である.また地震モーメントは震源から遠く離れた観測点の変位振幅に比例する量で，地震の大きさを表す.乙れらの量は震源スペクトルを推定し，それから求める乙とができる. 各観測点での地麗の観測波形スベクトノレ O(ω) は次のようになる. O(ω)=S (ω)

・

R (ω)

・

A(ω)

・

T(ω) 但し

S

(ω 震源ヌベクトノレ R (ω 観測点直下の構造 A(ω 媒質の非弾性による波動の減衰効果 T(ω 地震計の特性観測点下の構造 R(ω)は今回の解析では S H波を用いたので R (ω) =

2

となる.非弾性による減衰 A(ω) は A(ω)= exp (ーπ

f

ま

)

と書ける. 今回のように極く近い所で観測された波形を解析する時には， Q値が周波数に依存せずpathで一様と仮定しても構わない従って，走時は

T

=f

与であるから

A

(ω)=閃 ( ー

πft)

となる地震計の特性関数 T(ω)は i ω G T (ω)二一

一

と書ける. 1一 ( 子 )2 + 2似子 ) スベクトノレから震源スペクトノレ

S

(ω) の推定値を求めるには (3.1)式から

o

(ω)

S

(ω) = R (ω)

・

A (ω)

・

T(ω) ( 3. 2) を実行する. 一方理論スベクトルは UJ

，

- … ー 1- _ 1 μ D S _ ， ~ ，1

.

，

.

"

つ

S (ω)=:IUc(ω)1 _I~~'-/I

=一千

_{4 7r ρV~}

τ

了一

_r

_~.R(e_，_，_-，<I p

)

~

1

一一'"'

丘三

2 ωt，. sm ーでーニ

×りす

2 ( 3. 3) ~.- ω

，

11二一 ωtc "":111

一一一

一一 l Mn _{01 一一ーム，，~}

I

ヌ

1

1 一

一

L

I=~πρV~~ 1

₁₌_{.~r;， ~c '~_'\}₁_Uc(ω)1TTd ，(

)

1

t 竺ヱ 11 丘~ R (

e

， <p)

1

，:"，，-~

/

1

2 11 2 ( 3. 4 ) となる.即ち Uc(ω )Iζ推定値 (3. 2 )式を代入する乙とにより Moが求められる. またコーナ一周波数は

fc=Vr/L

であるから V r= O. 7 Vsと仮定すれば，包叫﹃

v

-c

ヴ_t -I l -n u -T L ₍₃_.₅₎ の関係が考えられる. 乙乙でω。は地震計の国有周期，

G

は地震計システムの

(

2 )

地震モーメントの推定総合倍率で単位はdigital unit / kine， hは地震計の松代アレイの短周期記録(SP)は80Hzでサンプリング dampingの係数で松代アレイではO.7である.速度型されており，高感度成分は松代観測点では NS，EW， UD 地震計から変位スベクトノレを推定するためiωが乗じての3成分，松代を除く 6観測点ではEW，UDの2成分がある. 伝送されている.乙乙では7観測点あるSPデータの中以上， R(ω)

・

A(ω)

・

T(ω)が既知であるから観測 ' で震源 lζ最も近く比較的 S N比の良い松代と滝本観測点円 h u 円ペリ

(7)

37

0・600 T5 ・ 0~02 最近の松代地震の震源過程 19B7.304(10/31)06:31 32.60 REu:06-00 EO.OIB6026】僻佐ヨ

im

T5・0.02 3H34-- 31135 31136 REu:03-00 19BB.064【03/04)03:1B 47.69 、 . ， 3 q J ' 1 ・ a E a H 3 2J ， . 、 n u F D a q n u -慌口問 r t 0・600 18日E T5

・

0.02 L---" 18149 18150 18151 REu:04-00 19BB.069(03/09)02:0B 11.63 、 . J 団FU - - A I 目 u ヨ J 1 ︻

守，

r D 削一・慌 n u a r t L-ーーー」 08114 も 08115 19BB.269(09/16)04:64 16.40 T5・00.028116 0

・

600 08113 REu:OB-OO

。

日

T

i

2

EO.OB01(492) nHE 54118 54117 54116 EO.0450 10:10

B

:

Region 3

10

:

u

EO.0186 10

:

1

10

凹

:

10:10 10

:

1

1 E

・

Z62

E

・

Z62

D

:

Region 8

C

:

Region 4

./ 10. 10:08 10.

Frequency

，

Hz

Frequency

，

Hz

Fig.5 U pper figures show examples of horizontal components of seismograms 0 bserved at

Matsushiro (MAT) arid Takimoto (TKM) sta tions. The full

1 i

nes below the wa veforms indicate the windows used when the spectrums are analy，zed. Lower figures show

source spectrums for the events whose waveforms are shown in uper figures.

(8)

-38

験震時報第53巻第 1--4号の

S

波を使用して，震源スベクトノレを求めた.その際， Fig.5!乙示すようにS波初動部分に約0.4秒のウインドウを設定してスベクトノレを計算した.乙乙ではρ =2.6 g /cl1，I Vs = 3.21佃/secとし， R (()， cp)= O.6 と仮定した.'また

Q

はスベクトノレの低周波数側がフラットとなるように試行錯誤しながらQ =500と求めた. 解析には松代観測点の水平2成分からS H成分を合成し使用したが， region 3， 4. 5では松代よりSN上

t

が良く，震央の位置から判断してE W成分でほぼSH波が推定できると考えられる滝本観測点のEWl成分を使用した.全地震について震源スベクトノレを計算しその低周波数側の大きさからMoを推定したが， Fig. 5 !乙は幾つかのregionでの震源スベクトノレの代表例を示した. どのスベクトJレも低周波側はほぼフラットで，高周波側ではf-2に漸近な (3.4)式で示される形とほぼ一致する. Fig.6は乙のようにして求めた各regionの全地震のM。と松代アレイで決定したマグニチュードMMSAS 10.+24 10.+23 10.+22 10.+21

3

10.+19 2 0 10.+1B 10.+17 10.+16 10.+15

。

2

3 M

MSAS

Fig，6 R'elation between seismic moment obtained

here and magnitude determined by Ma tsushiro Seismic Array System. Line shows relation between seismic moment (Mo) and moment magnitude(Mw) by l<'anamori( 1977)， log Mo :;=₁_.₅_Mw+ 16_.₁_. 4 5 の関係を示したものである.Log MoとMMSAS，との聞にはほぼ良い対応がみられる.三上他 (1987)は長野県北部で起こった比較的大きな地震

(M>4

.

0 )

について，松代アレイの波形を使って理論記象と比較する方法で，地震モーメントを推定し，既存のマグニチ三一ドと比較した.今回はそれよりさらに小規模の地震について異なる方法で地震モーメントを推定したが，マク、、ニチュードとの比較においては概ね三上他(1987)の結果と良い対応をしている.参考までにモーメントマグニチュードM w(Kanamori ， 1977)の定義式LogMo

=

1.5 Mw+ 16.1を図に示した. 乙のような微小地震においても今回求めた地震モーメントはこの定義式と対応しており， MMSASとMwの関係も比較的よい対応をしている乙とがわかる. 次l乙地震モーメントを各Region別 lζ時系列で表示したものがFi

g

.

7である.モーメントの大きな地震の起乙るのはregion とregion6である nigion は一見連続的な活動とみる乙とができるけれども，大きな地震の後には地震活動は高まり本震一余震の活動様式を示す region 6も同型とみる乙とができる.一方 reg-ion 2，3，4 などは小さな地震がほぼ連続的に起乙っていると乙ろであり， region 1， 6とは異なる性格がみられる.Fig. 8にはregion 1， region 6並び

1

乙region 2における最大の地震 (Fig.7 !C::Mと表示)後の余震活動の減衰状況を示した.改良大森公式における

P

値を最小二乗法で求めるとregion 1， region 6ではそれぞれ0.86，0.72となる. しかしregion 2では大森公式にはのらない乙とがわかる.その他のregionはその中間型の活動様式といえるが， region 5， 8など、は_region 1， 6の型に近い. 前節で述べた様にregion とregion 6はその震源がきれいに面状に並び，乙の地域としては比較的大きな断層の存在を推定させる.乙のようなregionでは比較的大きな地震(地震モーメント '1019---1022 dyne

・

cm)が起乙る.一方乙れらのregionK狭まれるregion 2， 3， 4では震源は一つの所に固まらず，また地震モーメントが1019dyne

・

cm以上の大きな地震も起乙らない.乙れはこれらの地域には極く小さな数多くの断層が存在し，それが不規~IHζ分布している乙とを類推させる. (3) 応力降下量の推定震源スベクトノレのコーナ一周波数 (fc )の読み取りが可能な地震について， Fig. 5で示したような震源スベクトノレに漸近線を引き，その交点からコーナ一周波数 (fc )を求めた.さらに前節で求めた地震モーメントとコーナ一周波数から円形クラックを仮定して応力降下量

。。

円 δ

(9)

39

となる.乙の式lζM。と fcを代入し， Vs

=

3. 21四/ secと仮定してム oを求めた. Fig. 91<:は Moとfcの関係を region別にシンボルを変えて表示し，ムσが一定の直線(ム σ =1.0 bar とムσ =0.1 bar )を示した.宇津(1977)によれば微小地震ではムoが1.0 bar以下に求まることが多いが，今回求めた結果でも大部分が1.0 bar以下となっている. もしムoが地震の大きさによらず一定であれば， (3.9) 式よりMoと fcの聞には Mooc fc-3の関係がある. region別にみると region 6はム σ が一定ではないが Moとfc が図中に描いたように約 5乗の直線に乗るようなスケーリング則が成り立つように見える.一方regi on 3， 4などは region 6の直線よりも更に傾きが大きいように見え，全体的にregion 6よりム oが小さい. またregion8では地震の大小にかかわらずほとんど fc の値が一定である.波形を見るとすべて同ーの相似波形であることから，同じ断層が滑っているとも考えられる. 最近の松代地震の震源過程 aでごLと考えると(3. 5 ) ( 3. 8 )式から ( 3. 9) (3.8) ぐ3.7) (3.6) ( 3. 7) Mo=μDS=μD πa2 であるから (3. 6 ) f} l::，.aでご1.3 M

。

τ

コ

VS (ムσ)を求めた. 円形クラックの時は， D πμ

一

_a となる.今，断層半径

a

を式からまた c u

-V

一 -piv 7 τ I -n u

-- 一

a

ムσ一

_一一

7 16 REurON:ヨ﹃₁ 1 1 1 1 4 1 4 1 ﹂_i ﹂内 U 1

••

N 門 U I 拘 u r ﹄四 R REurロN: B

.

REur口N:7

- ・

_.

• 、 "

. .

_{ー .}

.

・

ー

REurロN:11 Zロ

:

ヒ

.

_・

_，

_.

-

.

_{・・}

_コ

・

.

_ヲ

.

・

.

_.

.

・

•

• ••

•

• ・

.

IB

ド

，

....•

・

.

-

.

「・ 16 L-!. 22，..ーー

1

5 U

.

2口 22 Z口 REurON: 1

M-

ー

-22 20 ヘ Fqu-huC 入、﹂

-・

_・

_.

.

_・

2

-・

.

•.•••

・・・・

-. ‘ -.

2日

:

j

L

REGrCN: 3

.

・

“

.

・

.

-

.

，

_

.

--

s

.

REGrCN: 4

・

_.

_・

_{・ .}

_・

_{・ .}

.

_.

.

、

.

_e

.

. . . 拘置・ . 2口 16 22 20 IB 句史 h U F q o ト九勺、民句、む'同 REurCN: 5 Zロ[M-I IB ~ -!. 圃f L

唱

・

F

・

16 I 6 9 1011 12 1 2 3 4 5 6 7 6 9 1011 12 1 2 1987 1986 1989

-.

.

・

REGr口N: 6

-

・

-.

_.

、

.

-匂 0 1 1

Fig.7 Temporal variation of seismic moments for each region during the period from Aug. 1987 to Feb. 1989. Mark "M" denotes the largest earthquake(mainshock) at regions 1， 6 and 2， respectively. ハ吋 υ 円ぺ U

(10)

40

験震時報第53巻第 1--4号 10.E 3

R

e

g

i

o

n

1

p=0.86

i

J

、

ヘ

¥0

10.E 0 1O.E-l 10.E-2 10.E-2 10.E 3 10.Eo 10.E-l t0.E-2 10.E-2 10.E 2

ロ

〉、

-

¥

z

u18.E 1 10.E 0 10.E-2 10.E-2 t0.E-t 10.E-t 10.E-l

~久子\

t0.E 0 t0.E t

days

R

e

g

i

o

n

6

p=0.72 10.E 0 10.E 1

days

R

e

g

i

o

n

2 10.E 0 10.E 1

days

t0.E 2 t0.E 2

。

。。

10.E 2

Fig

0

8 Decrease o

f

a

f

t

e

r

s

h

o

c

k

s

a

t

.

r

e

g

i

o

n

s

1， 6

and

2。

(11)

最近の松代地震の震源過程て同G

コ

ヨ

2

ロ

￨

Jr

w

-

，、、、、、、

_ロ

EE 国L -1凶r r晶 I

-i

g

ロ

g

ロ

120 150 180 21日 240 27

ロ

120 16

口

180 21

ロ

240 27

ロ

万

E

H 回由世3 E

ロ

153 REG-06 19目7 292 1341 2721 E

ロ

17

ロ

REG-

ロ

S 1987 3

ロ

315

-

4 ロ

ロ

g 1I ， I j • I IJSへも ' 1

。

!

i-ff

w

.

-

ロ

10，+20 • Region6

o

Region3，4 /':，.Region 8 10，+19

E

o

0 S10f18 0 三

。

ゃノ '0 10，+17 O 10}16 O

1

0'，

f

C

，

H

z

Fig.9 Relation between seismic moment and corner frequency.

L

i

ght lines give the rela tion for circular cracks with cons-tant stress drop (ムa)，bold line for

M

o

cだ fc-5， which best fitts the events that occurred at region 6. E

ロ

151 REG-

ロ

6 1987 292 0334 2172 1

ヨ

ロ

12

口

15

口

18日 210 240 27

口

Azimuth

，

deg

41 このような region別の応力降下量の推定結果は，前節の結果と比較して興味深い.比較的大きな断層面上に分布すると考えられるregion 6の地域では，振幅が大きな地震ほど断層のサイズも大きいと言う一種のスケーリング則が成り立つのに対して、region 3，4で、は小さな地震が地域的iと不規則に起乙り，その断層面積はほぼ一定であると考えられる.

4 .

全地震の主圧力軸 (p軸)の推定松代地震の大きなものはFig.4で示したように東西圧縮のストライクスリ、ソプである.そ乙で微小地震も同様にストライクスリップであると仮定

L

，

P

軸の方向を求めた.正確にメカニズム解を求めるには例えばFig. 4のようζi初動の押

ι

引きのノ分布を求める必要があるが，乙れちの微小地震は松代アレイ以外では他機関(東大震研信越地震観測所のネットなど)でも観測されておらず，松代アレイの記録しかない.松代アレイの押し引き分布ではメカニズム解を求める乙とはできない.そこで今回は松代アレイの

P

波初動の振幅から簡単に

P

軸の方向を推定した. 震源メカニズムがストライクスリップ即ち

P

軸

T

軸が水平面内にあるとして，震源から見た観測点の方位をAi' 鉛直上側からの角度を(}i とすれば，乙れらの角!度で射 EC

ロ

169 REG-

ロ

5 1

。

1987 30

司

】

日

ロ

31

ロ

35

ヨ

1 90 12

口

15

口

180 21

口

24日 270

Azimuth

，

deg

Fig.10 Azimuthal distribution of reduced amplitudes of array statiO'ns. Symbols are different -for each stationo Mediumcurve is determined by the method of least

squares， and other curves denote errors，士。 (standard deviation)。

噌

Bi

A

凡

(12)

42

験震時報第53巻第 1--4号十

t

¥

d

引

RE(j[ロN: 目 t

。

Lb、ロヨ

ド

刊

t

d

白

.

'

.

・

. -

・

争

+ .

・・

+

・

守

.

+ 時 +

r~ 十! + + t:lo 18目

。

1

1 l

RE(j[ON:ヨ T t!+

t

4 t

，

f

+ +

f~

川 (

1 占

.T

~ 9

0 h

.

彊

・・

+

・

.

'

・・

+

十

H

n コ q ' L ロ u ロ J 4 ・ a ・・ E み﹁正 - - a ・

•••.

1 n u a t -n コロロ

守，

F ロ﹁ D a q ヨ J ロ U 司 J L ロ u n コ 4 ・ a -E E・吋， L 4E ・・ 4 ・・ . ••• ， n u

-守，

q d ロ口円コロ U 4 A Jl

・

a a 守

.

，

••.

M 問問 U I F U ' ・ー ; F 巳・ 1 4 1 1 2R

i

h 怖 H

-•

1 ・ Z I B -y t -A ' ι H I -- ' a

・

11

・

111

1

1 T -T -h 曹 I 制、 i + 1

・

J 且・ 7 1 、巴附 e t -- -- l i l t -﹄W 1 1 ﹂ i r -﹂ l 円 U 内 U q d h u m w a h 出されるP波の初動振幅Aiは

Ai (A_i，(1_i)=Ao，sin2 (1i. cos 20i

-cp)

となる. 乙乙で￠は

P

軸の方位を表し，

A

。は

Mo

である.松代アレイの各観測点で観測された

P

波初動振幅に震源からの距離，

Q

(500と仮定)，自由表面の補正を行った振幅値Ai(A i， (1i )からψとAoを最小二乗法で、求めた.fig. 10には乙の方法で求めた一例を示す. 各観測点の振幅は水平面に投影した時の値，即ち求めた観測振幅をsin2₍₁_で_、_害_J_I_{ったものをプロットしである.完} 全なストライクスリップならサインカーブに乗る.図中の曲線のうち，中央が最小二乗法で、決定したもので，他の2本はその誤差の大きさを土σ(標準偏差)で示したものである.p軸の方向が精度よく決まるものもあれば，かなり悪いものもある.悪いものはストライクスリップであるとした仮定に誤りがある可能性が考えられる. しかしほとんどの地震では乙の σの範囲が士100 以内に収 16日

9 :

~州仲

'

w

h

u

へて

l n k RE(j[ON: 5

•

4

1

‘ 、 I T

-1

•

1 t

.

¥

;

j

l

まり，乙の地域では微小地震もほとんどがストライクスリップであると考えられる. 次lと各reglOn別にP軸の方向を時系列で示したのが Fig. 11である.北から時計回りの方位で示し，線分の長さは誤差の大きさ(2σ)を表す region.3， 4， 5などは誤差の大きなものがある.乙れは乙の地域ではストライクスリップではないつまりデップ成分をもっ地震も存在する可能性を示唆している.それに比べregion 1，6，7， 8，などは誤差の小さなものがほとんどで，ストライクスリップの地震が多いと考えられる. Fig. 12 Kはストライクスリップと仮定してよい誤差が100 以内の地震のP軸を地図上に示した. 線分の向きが

P

軸の方向である.全体的にはほとんどが東西方向であり，特に震源が面状に並び活動度の高いregion 1，6 ではその傾向が顕著である.それに比べ大きな地震は起乙らず震源も不規則な分布を七ているregion 2， 3，4，5 などでは，明かに東西圧縮がメカニズムではない地震も RE(j[口N: 7 ， . ，

•

+

•

h + -a -E

•

o

•

- a

・

•

1日日

FIg.

1 i

Temporal varia tion of principal pressur

e

-

axis directions of earthquakes tha t occurred in each region during the period from Aug.1987 to Feb. 1989. Length of bars with so1id cir

c

1

es shows errors( 2 a ). つム A 斗 A

(13)

最近の松代地震の震源過程

43

存在し，乙の地域の破壊現象の複雑さを示している. 5. まとめ松代地震の起震応力場は東西圧縮であり，発震機構はほとんどがストライクスリップである. しかし詳細にみ 36.6 れば個々の活動は一様ではないことがわかった.Fig

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3 は以上のような解析結果をもとに，現在起乙っている松代地震の特徴を模式的な表現で示したものである. region とregion6は，乙の地域における東西の大きな圧縮場を反映して，北西一南東及び北東一南西方向にそれぞれ走行を持つほぼ垂直な断層面である乙とが震源の分布から類推される.乙とでは断層面上に集中し 36.5 て地震が起乙っており，個々の地震の

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軸はほとんどが東西方向である.また大きな地震も起乙り，現在最も活動度の高い場所である.とくにregion の断層面は約

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年前の群発地震で現れた「松代地震断層」のすぐ北に位置し向きもほぼ同じである.region 6で起こった地震の波形をスペクトル解析した結果，ムoはほぼ0.1- -1.0 barの範囲でMoとfcの聞にMocに fe-5の関係わが成り立つ. 一方乙の中間に位置するregion 3， 4， 5など、では小さな地震が連続して起乙っているが震源はきれいに面状に並ぶのではなく不規則な分布をしている.p軸の方向も東西方向のみではなく異なる方向もみられ，ス4トライクスリップではないと思われる地震も含まれていると考えられる.つまり乙乙では多数の破壊面が色々な方向を向いて存在するいわば破砕帯とでも言えそうな地域である. 乙のようにごく狭い地域で群発する松代地震においても，精密な観測を行い有効な手法で解析した結果，幾つかの発震機構がありそれぞれ異なった破壊様式を有している乙とが明らかになった.今後乙れらの解析を続け，松代地震がどのように推移して行くかを見守る乙とが重要であると思われる. 謝辞臨時観測点を設営するに当たって観測場所を提供していただいた蓮台寺住職宮津章黍氏には深く感謝致します. またP波初動データを提供していただいた，東京大学地震研究所信越地震観測所の関係官の皆様に感謝致します. なお，本研究の内容は筆者らが気象庁地震観測所に在勤中に行ったものである.臨時観測を支援していただいた大地，松本両元地震観測所長，観測場所の選択に当たって協力していただいた涌井観測係長(現主任研究官)，記録紙の交換などに協力していただいた観測係の永井技 P-AXIS direction 1987/8/1 - ーー >1989/2/28 138.2 138.3 138.4 Fig. 12 Distributions of principal pressure-axis directions， which are mostly east-west. MATSUSHIRO SWARM Reglon 3，4，5 TECTONIC ¥ l ¥ ¥ー TECTONIC STRESS ¥ ¥、一一 ¥、 STRESS

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Fig. 13 Schematic representa tion of the Matsushiro Earthquake Swarm. For deta

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s see the text 官をはじめ地震観測所の方々に感謝致します.また観測を始めるに当たって数多くの助言をいただいた牧主任研究官(現気象研究所)及び柏原主任研究官(現気象床地震予知情報課)には厚く御礼申し上げます. 参考文献伊藤潔，黒磯章夫 (1979)小地震の前震余震分布，地震2， 32， 317 -327. 子津徳治 (1977) 地震学 ( 共立全書 ) 長田芳一，柏原静雄，永井章，高山寛美，涌井仙一郎，森下功，田中義彦(1984) 群列地震観測システムについて(1)概要および近地地震の震源決定，気象庁地震観測所技術報告，

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， 13 -31. 円ペ U A せ

(14)

44 験震時報第53巻第 1--4号

柿下毅，牧正 . 流精樹，西脇誠，森田裕一

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-気象庁 (1968):松代群発地震調査報告，気象庁技術報

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最近の松代地震の震源過程－松代アレイと臨時観測データの解析

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最近の松代地震の震源過程