2004 年新潟県中越地震と スマトラ沖巨大地震の 震源で何が起こったのか？ 八木勇治 （建築研究所・国際地震工学セン ター）

Presentation on theme: "2004 年新潟県中越地震と スマトラ沖巨大地震の 震源で何が起こったのか？ 八木勇治 （建築研究所・国際地震工学セン ター）"— Presentation transcript:

1 2004 年新潟県中越地震と スマトラ沖巨大地震の 震源で何が起こったのか？ 八木勇治 （建築研究所・国際地震工学セン ター）

2 話の流れ 1. 震源過程とは 2. 開発した解析ツールについて 3.2004 年新潟中越地震の震源で発生した現象 4.2004 年スマトラ沖巨大地震の震源で発生し た現象

3 震源で発生する現象 （震源過程）とは？ 地震は断層面が破壊する現象破壊伝播は不規則・不均一 地震動に強い影響を及ぼす

4 震源過程を求める重要性 → 震源過程を準リアルタイムに求めると、 観測点がない国でも、準リアルタイムに 信頼できる強震動推定が可能 信頼できる津波予測が可能 → 将来起きる地震の強震動分布を精度良 く推定するためには、震源過程を理解す ることが必要

5 我々のツールの メリット 最新のアルゴリズムより少ないデータで、 高分解能の震源過程をイメージ 遠地実体波と近地強震動を同時に使用し 詳細かつ安定な震源過程をイメージ

6 最新のアルゴリズム 例：１９９９年オハカ・メキシコ地震） Fukahata; Yagi; Matu’ura (GRL, 2003) 解析に使用する観測点数を減らしていった場合でも、本 ツールで導入されたアルゴリズムを使用すると、詳細な 解を求める事が可能である。

7 遠地実体波と近地強震動 遠地実体波 速度構造の影響を取り除くのが簡単 空間的な分解能が低い 近地強震動 空間的・時間的な分解能が高い 速度構造の影響を適切に取り除くことが困難 二つのデータの良い所取りをする！

8 遠地実体波と近地強震動 間違えた速度構造を仮定してどの程度解が戻るか？ Yagi et al., (2004)

9 2004 年新潟中越地震

10 地滑り被害が大きい 地域

11 解析に使用した観測点 遠地実体波（ IRIS-dmc ） 近地強震動記録（気象庁）

12 地滑り被害が 大きな領域

13 観測された地面の揺れは，良く再現されている． 観測波形と理論波形との比較

14 2004 年スマトラ沖巨大地震

15 海溝型巨大地震は、どのようにして発生するのか？ 地震調査研究推進本部

16 プレート境界型地震の 破壊過程は複雑！ ２００３年十勝沖地震（ Mw 8.2)

17 何故複雑になるのか？ 地震発生領域： 弱く固着している領域？ 固着領域（アスペリティ）： 強く固着している領域 浅部：付加帯 深部：温度・圧力 大地震が発生する領域： 強度が弱い領域 より 歪みが溜まりやすい領域？

18 読売新聞・朝刊

19 USGS が決定した，地震発 生後２ヶ月間の余震分布 余震分布から推測される 断層面は， 1200km にも及ぶ長い距離

20 ２００４年インド洋津波地震の地震波 形 超長周期の波

21 破壊継続 時間は？ 1964 年アラスカ地震（ Mw9.2 ） ～ 210 秒 高精度地震計で観測を初めて以降， 最も長い破壊継続時間

22 現象を明らかにするためには？ P 波のみではなく， PP 波まで計算する必要ある． 今回の解析には P 波までしか計算していないので，追える現象 は地震発生後， 200 秒まで

23 滑り分布の時間変化

24

25

26 マグニチュードは， 9.4 程度

27 現在信用されているマグニチュードは，ハーバード大学が 決定した， M ｗ 9.0 である． しかしながら，本研究では，少なくとも， Mw9.2 以上の地 震であった事が明らかになった． 問題点： ハーバード大学の解析では，地震波は点から放出している と仮定している． 断層面が 1000km にも及ぶ巨大地震では，この仮定にそも そも無理がある． 今回の地震の教訓： 巨大地震の規模を正確に把握するためには，ルーティンで 使用している，様々な仮定をもう一度検討する必要ある．