(1)課題番号：0101

(2)実施機関名：東京大学地震研究所

(3)課題名：三陸はるか沖地震域におけるプレート境界の形状・物性と震源過程の比較

研究

(4) 本課題の5ヵ年計画の概要とその成果

(4-1)建議の項目：  III. 1. (１) 定常的な広域地殻活動            

(4-2)         1.（１）ウ　(２)ア、ウ・エ　(３)イ

 

(4-3) ５カ年計画全体の目標

海域の巨大地震はプレート境界のすべりに起因するものが多いと考えられる。このような地震に限って言えば、プレート境界の幾何学的特性ばかりでなく、そこに存在する物質の柔らかさや流体の存在がプレート境界型地震の発生を支配していると考えられる。もし、物質の柔らかさや流体が支配的なら、地震波を使ってそれらに関する情報を知ることができるであろう。

三陸はるか地震も十勝沖地震も地震開始点と主モーメント解放域の場所が異なる（永井他、２００２）。これは、このような性質が水平的なアスペリテイ分布を作り出すような物性と場に関係した不均質性である可能性がある。すなわち、プレート境界の物性の不均質性を表しているだろう。これを決めている原因として、水とこれによる含水鉱物・含水粘土が重要な役割を担っていると推定される。又、我々は平成８年に行った海底地震観測により北緯３８度から３９度にかけて存在するプレート境界付近における地震活動と反射強度のよい関係を見つけた(笠原他、2001; Fujie et al., 2002)。この結果によれば、反射強度が強い場所は弱いプレート間カップリングを示唆する。このことが一般的に成り立つことなのか、また強い反射強度の場所が面的にどのように広がっているかを明らかにする事により、アスペリテイの分布と地震発生ポテンシャル評価できることを期待した。

本計画では地震波速度構造とプレート境界の反射特性を用い、プレート境界にある物性を推定する。また、三陸はるか沖地震震源域の現在ある状態を推定し、今後の予測をすることを計画した。具体的には、５カ年で、三陸はるか沖地震の震源域をテストフィールドとして、その周辺のプレート境界アスペリテイ分布、地震開始点の推定、物性の特徴を明らかにすることを目的としてきた。

 

（４—４）５カ年計実施状況の概要と主要な成果

観測の概要

平成１１年度：１９６８年十勝沖地震と１９９４年三陸はるか沖地震の震源域を縦断する測線において、海底地震計と人工震源を用いた観測を行った。海底地震計２３台、火薬１１０発を用いた。

平成１２年度：４０゜Ｎ〜４１゜Ｎの海溝陸側斜面を東西に１５０ｋｍ　ｘ　幅１００ｋｍほどの帯状の場所において、海底地震計２０台を用い、１０月〜１１月末の４０日間、自然地震の観測と小規模の人工地震観測を行った。

平成１３年度：北緯３９度を横断する南北の測線状で、エアガン・ＯＢＳによるプレート境界反射面の面的マッピングを行った。

平成１４年度：１０月２０日〜１１月３日にかけ、１３年度の領域を南に延長する部分で観測を行った。使用したエアガンアレイの容量は3,400in3で，150m間隔で発信した。

平成１５年度：観測は２回に分けて行なった。まず、2003年8月に海洋科学技術センターの「かいれい」によってマルチチャンネル反射法調査と東経143度付近での海底地震計を用いた屈折法調査を行った。その後、9月に143.5−144.0度での海底地震計を用いた屈折法調査を行った。

 

結果の概要

平成１１年度：海底地震計によって得られたデータを屈折波、反射波の走時インバージョンを行いプレート境界の構造を求めた。この結果、北緯４０゜１０‘付近を境にし、北側の陸側地殻の地震波速度は、その南側に位置する地殻の地震波速度に対し８％ほど低いことが明らかになった(Hayakawa et al., 2002)。北緯４０゜１０’の北側の領域は、まさしく１９６８年、１９９４年の２つの大地震の本震・余震域に位置し、その場所で主モーメントが解放された。北緯４０゜１０‘の南側では、２つの本震に対し余震活動もほとんど起きていない。地殻構造の不連続とこの震源域の一致は注目すべき結果である。これに対し２つの解釈が可能である。一つは、元々このような不連続が存在して、それが地震発生の様式に支配されているとの考えである。プレート境界での海洋性地殻物資の脱水反応によって放出された水がその上部に位置する陸側マントルウエッジを変質させ地震波速度を低下させると同時に、地殻物質の速度も低下させている可能性である。他の一つの考え方は、大地震の発生の直前または直後に地震波速度が低くなったと考えるものである。地震の直前に地震波速度が低下する現象は、阪神神戸、台湾Ｃｈｉｃｈｉ地震でも観測されたものであり、もしこのようなことがこの場所で起きたとすると、次の大地震が起きる可能性が高くなるほど、地震波速度が回復することが予想される。これは地震波速度構造を繰り返し観測する事により地震発生予測が可能なことを意味している。

平成１２年度：この観測の主要な目的は、海溝斜面のプレート境界のデカップリング帯とカップリング帯の境界において、震源の深さを正確に決め、大地震の開始点を見つけることであった。求まった震源は海溝斜面上２０００ｍ〜３０００ｍでクラスタを作っていた。擬似３次元構造を用い震源を決めた結果、最東端を除くと、定常的な微小地震活動の震源はプレート境界ではなく、その上に位置する地殻内であることがわかった。これに対し、余震活動時は主たる震源はプレート境界であった（日野他、２０００）。最東端は１９９４年の破壊開始点に一致するとともに、定常活動もある。この活動がプレート境界へ伝搬するか或いは地殻内にとどまるかが、破壊が巨大地震化するかどうかの境目ではないだろうか。また水平的な位置関係も異なる。海溝軸に近い堆積物ウエッジ内の地震活動は無いと考えられる。

平成１３年度：この観測で、北緯３８゜４０´〜３９゜、３９゜１０´〜２０´にかけて有る地震空白域（図１）において東西幅約５０ｋｍに渡りプレート境界（図２）からのＰ波反射強度が強いことがわかった。１９９６年に得られた結果をほぼ支持する。図３は一番陸よりの測線に沿ったMoved-out Record Section(反射走時補正記録断面)を示している。この図で上側が海底方向であり、下側が海洋地殻内部方向である。０秒がプレート境界を示している。横軸は反射点の位置である。図４は反射強度と震源分布を比較したものであり、反射強度と震源分布の強い相関を示している。反射強度の分布は測線７がもっとも強い。この場所のプレート境界の深さは海面下１８ｋｍである。

プレート境界の反射波がどのような物質境界に対応するのかを調べるため有限差分法を用いた理論波形を作り検討した（図５）。プレート境界に厚さ１００ｍでＶｐ＝４ｋｍ／ｓより早い物質が存在する場合に比べ、Ｖｐ＝２ｋｍ／ｓの物質が有る場合は、観測波形を説明できるような反射波が発生する。Ｖｐ〜２ｋｍ／ｓはＰ波速度が異常に遅い物質であり、どのような物質ならこのような性質を説明できるか検討を行っている。また、Ｐ波からＳ波に変換した波群を調べ、１９９６年とほぼ同じ位置の測線についてＳ波速度構造を得た。堆積物はＶｐ／Ｖｓ＝２〜５であり、その下からプレート境界にある層に対するＶｐ／Ｖｓはほぼ１．７５であった。主としてＰ−＞Ｓの変換は堆積物と岩石層の境界で発生する。プレート境界のＳＳ反射波を調べた結果、有意な相を見つけることができなかった。ＰＰ反射波群、ＳＳ反射波群の出方を説明するためのモデルを構築しつつある。　

平成１４年度：沈み込む太平洋プレートの上面とその海洋性地殻のモホ面までの深さと，プレート境界上盤側の島弧側地殻内のＰ波速度分布は，この海域でMiura et al. (2002)が行ったエアガン−OBS探査による結果と良い一致を示しており，大局的な構造の不均質性はあまり大きくないことがわかる．しかしながら，OBSの探査記録に現れるプレート境界からの反射波の振幅は測線ごと，また同一測線においても観測点ごとに大きく変化しており，プレート境界の近傍に顕著な構造の不均質があることが示唆される（図６）．特に強いプレート境界からの反射波は，Fujie et al. (2002)、笠原他（２００３）が指摘している低地震活動・高反射率域の南側延長で観測されているが，さらに南下して微小地震活動度が上がると共に反射波の振幅は低下しており，この低地震活動地域の全域がプレート境界における高い反射波強度で特徴づけられることが確かめられた．それよりさらに南側の1981年宮城県沖地震の破壊域周辺では，定常的な微小地震活動が高くないにもかかわらず，プレート境界からの反射強度が低くなっている．このことは，プレート境界における地震波反射強度が，そこでの微小地震活動度そのものではなくて，カップリング強度と関係している可能性を示す．つまり，プレート間の固着が弱いために地震活動度が低下している領域は高反射率となるが，同じ低地震活動度域でも，プレート間が強く固着しているために地震活動が低くなっているような場合には，そこでの地震波反射率は高くはならない，という対応があるのかもしれない．

平成１５年度：この調査では、三陸はるか沖地震の震央付近に南北に約120kmの長さの測線を3本ならべた。海底地震計は各測線で10kmおきに10台、計30台を用い、人工震源としては、20リットルを2本と17リットルを1本、計57リットルのエアガンアレーを使用した。発振間隔は200-250mとした。海底地震計で取られたデータをみると、初動は地震計から約50kmの距離までみることができ、プレート境界までの構造を求めることが可能である。また、反射波も確認できる。それぞれの地震計では別の測線上のショットも確認でき、ファンシューティング状の記録が得られた。解析では、まず構造を求め、次にプレート境界からの反射波の3次元的マッピングを行う予定である。

 

（４−５）５カ年で得られた成果の地震予知研究における位置づけ

三陸沖における海底地震計と制御震源を用いた観測から北緯３８度４０分〜３９度にある地震空白域では地震活動度が低い場所で地震波の反射強度が低いと言う平成８年度の結果が面的に分布することが確かめられた。又、その南側ではこの傾向が徐々に弱まり、プレート境界の性質に著しい不均質が有ることがわかった。

地震波反射強度が大きな観測を説明するために理論波形によるプレート境界物質の性質を調べた。その結果、これら大きな反射強度は海底などの構造の幾何学的な凹凸によっては説明不可能で、プレート境界にＰ波速度２−４ｋｍ／ｓ、厚さ１００ｍ程度の層を考えると説明できる。このような物質は力学的強度の小さいと考えられる。可能な物質としては流体か粘土、変質岩などが想定される。反射強度が大きな場所はゆっくりしたすべりにより、プレートの沈み込みに伴う歪みを解放しているであろう。これにより、地震空白域でも巨大地震を起こしにくいことが想定される。しかし、地震空白域でも反射強度が弱い場所があり、このような場所はプレートカップリング強度が大きく、アスペリテイと考えられる。また流体が関与しているならば、時間的に変化している可能性があり、反射挙度の時間変化を監視することにより非アスペリテイのすべりにトリガーされるような巨大地震発生を監視できる可能性がある。

このように、地震波反射強度の２次元的なマッピングをすることにより、地震発生ポテンシャルが大きいかどうかを推定することができるだろう。これは定量的な地震予知に一歩つながるだろう。

 

（４−６）当初目標に対する到達度と今後の展望

当初設定した目標は十分達成したと考えられる。特に、反射波を用いたプレート境界の物性の推定に関し極めて重要な結果が得られた。これをプレート境界全体に応用することにより定量的な地震予知につながるだろう。物性と水の関係を示す議論活発になった。

しかし、自然地震を用いてプレート境界の性質を調べる研究は問題が多いことがわかった。自然地震が観測域でおきてくれればよいが、これは著しく難しい、更に、震源の上下方法の精度を向上し、プレート境界と島弧地殻の判別をするには、詳細な３次元地殻構造の知識が必要であり、これには別の調査が必要である。

　平成１６年度から、この研究は篠原、金沢に引き継がれるだろうが、手法などはこの５年間の成果が十分役立つと確信する。

 

(４−７) 共同研究の有無

　東北大学、千葉大学、九州大学、東大海洋研究所と共同研究として行った。

　参加人数は約１０−１５名。

 

（５）この研究によって得られた成果を公表した文献リスト

（５−１）過去５年間に発表された主要論文（５編程度）

Kamimura, A., Kasahara, J., Hino, R., Shinohara, M., Shiobara, H., Fujie, G., and Kanazawa, T., Crustal structure study at the Izu-Bonin subduction zone around 31ºN: Implications of serpentinized materials along the subduction plate boundary, Phys. Earth. Planet. Inter., 132, 105-129, 2002.

Fujie, G., J. Kasahara, R. Hino, T. Sato, M. Shinohara, and K. Suyehiro, A significant relation between seismic activities and reflection intensities in the Japan Trench region, Geophys. Res. Lett., 29(7), 10.1029/2001GL013764, 2002.

 Hayakawa, T., J. Kasahara, R. Hino, To. Sato, M. Shinohara, A. Kamimura, M. Nishino, Ta. Sato, and T. Kanazawa, Heterogeneous structures across the source regions of the 1968 Tokachi-Oki and the 1994 Sanriku-Haruka-Oki earthquakes at the Japan Trench revealed by an ocean bottom seismic survey, Phys. Earth Planet. Inst., 132, 89-104, 2002.

笠原順三、望月公廣、上村彩、中村美加子、日野亮太、山田知朗、佐藤利典、ペイマン・Ｐ．モグハダム、西野実、中村恭之、金沢敏彦、沈み込み帯の非アスペリテイとそれを生じる物質、地学雑誌、１１２（６）814-827,2003.

笠原順三、鳥海光弘、河村行雄　編著、「地震発生と水」、東大出版会、2003.

 

（５−２）平成１５年度に公表された論文、報告

論文

藤江剛、望月公廣、笠原順三、均一格子を用いた走時・波線計算方法の拡張：反射波、変換波の計算、物理探査、56, 357-368,2003.

Mochizuki, K., M. Nakamura, J. Kasahara, R. Hino, Y. Nakamura, M. Shinohara, T.Sato, P. P. Moghadam, T. Kanazawa, Intense PP reflection beneath the aseismic forearc slope of the Japan Trench subduction zone and its implication of aseismic slip subduction, submitted to JGR.

 

学会発表

_{上村 彩，笠原順三、北緯31°伊豆・小笠原沈み込み帯における地震波速度構造とFDMシミュレーションによる蛇紋岩の存在可能性、地震学会、２００３．}

小平秀一、三浦誠一、Smith Alex、佐藤壮、藤江剛、鶴哲郎、伊藤亜妃、高橋成実、末廣潔、金田義行、、笠原順三、望月公廣、金沢敏彦、三陸はるか沖地震アスペリティ近傍での地下構造探査、地震学会、２００３．　　　　　

Moghaddam, P. P., J. Kasahara , K. Mochizuki and G  Fujie, Wave-field approach to the controlled source seismic experiments at the Japan Trench region using the FDM method,地震学会、２００３．

Moghaddam, P. P.,  J.  Kasahara ,G. Fujie and K. Mochizuki, Physical property estimate at the aseismic plate boundary in the Japan Trench region by the synthetic seismogram approach  using FDM method, IUGG, 2003.

Mochizuki, K, Kasahara, J., Nakamura, M., Moghaddam, P. P.  Hino, R., Nishino, M., T. Yamada,  Kuwano, A., Kuno, T., Sato, T., and Nakamura, Y., Low intensity character of plate boundary S-S reflections within a region of intense P-P reflections and low seismicity along the Japan Trench seduction zone, IUGG, 2003.

Kamimura, A., and J. Kasahara. Possibility of existence of serpentinized material at the Izu-Bonin subduction plate boundary around 31N using Q structure by FDM-simulation,　AGU,. 2003.

Moghaddam, P. P., and J. Kasahara, Accrucy investigation of seismic reciprocity using 3D FDM code, AGU, 2003.

Kodaira, S., Miura, S., Sato, T., Tsuru, T., Fujie, G., Ito, A., Takahashi, N., Suyehiro, K., Kaneda, Y., Hino, R., Mochizuki, K., Kasahara, J., and Kanazawa, T., Combined wide-angle and multichannel seismic survey at an asperity of subduction earthquakes in the Japan Trench, AGU, 2003.

Kuwano, A., Hino, R., Nishino, M., Sato, T., Shiobara, H., Kasahara, J., Yabuki, T., and Fujimoto, H., Microseismicity in the rupture area of the 1994 Sanriku-Oki earthquake determined by long-term ocean bottom seismographic observation, AGU, 2003.

Mochizuki, K., Kasahara, J., Hino, R., Nishino, M., Yamada, T., Shinohara, M., and Kanazawa, T., Low intensity characteristic of plate-boundary S-S reflections within  a region of strong palte-boundary P-P reflections and low seismicity along the Japan Trench subduction zone, AGU, 2003.

Hino, R., Nishino, M., Mochizuki, K., Uehira, K. Sato, T., Nakamura, M., Nakatsu, S., Shinohara, M., and Kasahara, J., Seismic structure of the middle Japan Trench subduction zone by airgun-OBS experiment, ASGU, 2003.

 

 (6) この課題の実施担当連絡者

氏名：電話：笠原順三

FAX：03-5689-7234

E-mail：kasa2@eri.u-tokyo.ac.jp

図の説明

図１　２００１年の観測測線と１９７５年から２００２年の間の東北大学によって決められたＭ＞３，の震源。

図２　図１中の南北、東西に沿った地殻構造（Fujie et al., 2002; 笠原他,2003）

図３　３観測点（３４，３５，３９）における一番陸よりの測線に沿ったMoved-out Record Section(反射走時補正記録断面)。上３図は解釈を入れないもの、下３図はプレート境界の反射波強度が大きい場所にオレンジ色を付けたもの。一番下に図１の震源の一部を示す。縦軸は往復走時（秒）。０秒がプレート境界になるように補正。横軸は測線の南端から反射点までの距離。各図の上側が浅い部分。

図４　反射強度と震源分布を比較したものであり、反射強度と震源分布の強い相関を示している。

図５　有限差分法を用いた理論波形。１９９６年の観測(Fujie et al., 2002; 笠原他、2003)の構造を用い、プレート境界に薄い低速度層を挟み計算した。

図６　２００２年の観測結果。右下は図３と同様に測線に沿って反射強度を示す。０秒がプレート境界。