菲律宾海板块内发生的日本岐阜县美浓东部地震（M5.6）的震源机制

雑賀 敦 大久保 慎人

引言

2011年12月14日13时01分，在岐阜县瑞浪市发生了气象厅震级（Mj）5.1的板内地震。在瑞浪市观测到的最大烈度为4度，当地自治体极为关注这次地震的发生。我们在震中周围进行了高密度的观测，对Mj5.1的主震及其余震进行了观测。

位于瑞浪市的东浓地区处于东海地震带（例如Ando et al，1975）的西北延长线上，东海地震带在过去以大约150年的间隔曾多次发生MW8的大地震。在通过GPS观测地壳变动时发现，菲律宾海板块朝西北方向以每年2～6cm的速度向欧亚板块挤压（水藤，小泽，2009）。2008年，我们沿着东海到东浓地区的测线对板块边界在内的深层地下构造进行了稠密的地震观测，Kato等（2010）确定了岛弧地壳（欧亚板块）和俯冲的海洋地壳（菲律宾海板块），以及地幔楔的详细地震波速度结构，明确了深层低频地震发生在俯冲的海洋地壳和地幔楔的交界处。此外，对三维地震波速度结构的分析研究也有很多（Hirose et al，2008；Matsubara et al，2008）。Hirosee等（2008）还估计了菲律宾海板块的上层形状。东浓地区下菲律宾海板块内发生的多数地震最小主压缩轴为东西向，与板块走向相互平行（Toda and Matsumura，2006）。

东浓地区和东海地区的地下构造与菲律宾海板块的俯冲结构密切相关。考虑到此次大地震发生在东海地震带深部延长带上，有助于更好地理解菲律宾海板块的俯冲结构，因此我们尝试对此次地震的发生机制进行研究。

1 东浓地震科学研究所地震观测网

图1 东浓地区东浓地震科学研究所（TRIES）地震台站的位置（插图中的蓝色矩形）。深兰（原图为彩色图——译注）、深红和红色三角形分别表示东浓地震科学研究所密集地震台网的加速度仪台站（地下型和井下型）和宽频带地震仪台站。蓝色空心三角形表示Hi－net台站（Obara et al，2005）。深红点表示深低频地震事件（LFE）的震中。红色等值线表示俯冲的菲律宾海板块的上边界（Hirose et al，2008）。使用等面积下半球投影绘出了美浓东部地震的国家地球科学与防灾研究所的矩心矩张量解。白色和红色区分别代表震源的拉张区和压缩区。白色和红色圆圈分别表示T轴和P轴

公益财团法人地震预知综合研究所振兴会东浓地震科学研究所（TRIES），于1998年开始在岐阜县东浓地区布设了地震观测网（青木等，1999）。这一地区以高灵敏度地震观测网（Hi－net）为代表的地震基础观测网很少，因此东浓地震科学研究所地震观测网就成为东浓地区地震研究的基础。

东浓地震科学研究所地震观测网由超高密度地震观测网（37个点）、宽频带地震观测网（6个点）、深层钻孔地震观测网（6个点）共49个观测点组成（图1）。表1显示的是东浓地震科学研究所地震观测网中49个观测点的位置和观测模式。超高密度地震观测网和深层钻孔地震观测网使用的是过衰减型加速度计，由三丰公司生产，具有10V／G高灵敏度输出功率（响应特性参见大久保等，2012）。记录到的地震动主要由白山工业制造的具有24位解析能力的LS7000交换机转换成数字记录，并对GPS信号每隔一小时或每发生1.5℃的温差变化进行一次时刻校正，最后以WIN格式（ト部，1994）存入CF卡中。同时利用互联网传给东浓地震科学研究所（大久保，2008；大久保，2011a）。连续观测始于2008年，到平成22年3月实现了在线传输，使得时时解析地震波形数据成为可能。至此，东浓地区开始实行了烈度情报对公众公开（大久保，2011b）。

2 分析方法

在进行初始震源定位、相对震源定位以及确定震源机制解时，首先从气象厅汇总的地震目录中选出Mj5.1地震后活跃的余震记录。从主震的发生到2012年3月末为止，共发生余震18次，抽取东浓地震科学研究所台网和Hi－net台网记录的这些地震的波形数据，利用 WIN系统（卜部，束田，1992）读取P波初动走时、S波初动走时、P波初动极性以及上下动分量波形的最大振幅。东浓地震科学研究所地震观测网的超高密度地震观测网及深层钻孔地震观测网的地震波形数据中为加速度的记录，所以可通过积分计算作为速度波形加以分析。图2表示的是超高密度地震观测网观测到的主震的速度波形。对上下动分量和水平动分量分别以最大振幅进行归一化。上下动分量上可以观测到P波初动和约0.1秒后到达的P波最大振幅，水平分量上可以观测到S波最大振幅。红色三角是读取到的P波、S波的主要破裂，蓝色三角表示的是P波初动的到达时间。由于对初期破裂的S波到达时间读取困难，因此有关主震震源的定位，采用P波、S波的主破裂走时数据，而震源机制解的确定，采用P波初动数据。震级的确定采用微震震级确定的渡边（1971）算式，通过Hi－net波形的上下动最大振幅进行求解。

初始定位采用 HYPOMH（Hirata and Matsu'ura，1987）程序。这时，瑞浪市地下的速度结构，从日本列岛三维地震波的速度构造表示软件（Matsubara et al，2008）中获得一维P波速度结构，S波则采用VP／VS的比值1.73进行计算。超高密度地震观测网的下面，存在着土岐花岗岩层（VP＝5.1±0.6km／s）的地震基盘，其上是新第三纪沉积层的瑞浪地层群（VP＝2.3±0.2km／s）（糸鱼川，1980；大久保等，2012）。瑞浪地层群的厚度约100m，其速度比我们平时采用的地表速度结构要缓慢。由于端浪层群的存在，估算出的震源的绝对深度可能会加深200m左右。由于200m对于深度误差来说较小，所以无需进行观测点校正，直接使用读取到的数值来进行震源定位。

其次，为调查主震和余震的相对位置的关系，采用双差震源定位法（Waldhauser and Ellsworth，2000）进行相对地震定位。速度结构使用用于初始震源定位的一维速度结构。在详细的震源定位中，应当采用将沉积层的厚度和板块的形状考虑在内的三维速度结构，但由于观测点和震中都集中在瑞浪市，而且大部分地震波射线是几乎垂直入射的，因此水平方向的速度不均匀性的影响很小，可直接使用一维的速度结构。作为相对震源定位的输入数据，使用同一观测点、不同地震组中记录到的P波、S波初动走时差。采用的走时差数据含有P波2704个，S波3141个。考虑到读取精度，S波的分析权重应为P波的1／3。

最后，利用P波初动极性数据和HASH（Hardebeck and Shearer，2002）程序确定震源机制解。基于Hardebeck和Shearer（2002）的研究，选取震源机制解满足4个指标的地震 ［①台站分布比例（Reasenberg and Oppenheimer，1985）在0.55以上；②断层面误差在25度以内；③机制解概率在0.78以上；④平均拟合差在0.20以内］，共获得了12次地震的震源机制解。

表1 东浓地震科学研究所地震台站的位置和地震仪灵敏度

3 结果

通过相对震源定位确定出的主震和余震的位置以及发震时刻见表2。另外主震和余震的震源分布和震源机制解如图4所示。主震的震级为里氏5.6级，深度约47.7km。本研究得出的震级大于Mj和由宽频带观测网（F－net）波形计算的矩震级（MW），这是由于确定震级的方法不同造成的。本研究在WIN系统中采用微震震级（M）计算公式（渡辺，1971）。一般情况下，微震存在M大于Mj的倾向，震级是可以进行相对比较的。

通过相对地震定位可知，余震的分布趋势为向东侧倾斜。观测走时差和计算走时差的残差为P波0.026秒，S波0.037秒（图5）。考虑到俯冲带内的P波速度为7.9km／s，S波速度为4.5km／s，推测相对位置的误差在200m左右。参考余震分布情况，采用最小二乘法推测断层面走向为N1°E±2°，倾斜角为54°±2°。主震的震源机制解为正断型，T轴为东西方向，P轴为垂直方向。多数余震的震源机制解与主震相同，为T轴近东西方向的正断型地震，但在东倾斜的断层面深处发生的最大余震（M4.0）震源机制解含有走滑分量。

主震伴有M1.6规模的初期破裂，推测其震中位于主破裂的东北方向，距离大约300m。确定初期破裂的震源深度时，由于不能采用S波走时，定位误差较大，于是利用初期破裂和主破裂的P波到达时间差进行确定。利用震源正上方观测点的初期破裂和主破裂的P波到时差（ΔT）、P波速度（VP）和破裂传播速度（Vr）估计初期破裂和主破裂的震源深度差（Δd），如下式所示：

图2 东浓地震科学研究所地震台网记录的美浓东部地震的地震波形。对每个台站的最大振幅进行了归一化。（a）垂直分量。蓝色（原图为彩色图——译注）倒三角表示P波初动的向下起跳点。红色倒三角表示P波的主要震动。（b）东西分量。红色倒三角表示S波的主要震动

图3 地震定位分析使用的东浓地区一维P波速度结构（Matsubara et al，2008）

表2 美浓东部地震及余震的发震时刻、位置和震级

图4 美浓东部地震（M5.6）和17次余震的震源分布。红色实心圆（原图为彩色图——译注）表示重定位的M5.6地震的震源及其初震。红色空心圆表示重定位的余震震源。黑色十字表示每个地震事件的平均2σ相对定位误差。在重定位的震源附近用等面积下半球投影绘出了使用P波初动极性确定的震源机制解。空心圆和实心圆分别表示向下的初动和向上的初动。白色和绿色区表示初动的压缩和拉张地区。震级在震源附近或震源机制解上用蓝色字标出。蓝色三角形表示东浓地震科学研究所的地震台站。纵向深度剖面中的虚线表示用最小平方法估计的主震和余震的断层面。右下图表示美浓东部地震初震的震源机制解和断层类型示意图

通过距震中5km以内14个观测点的值确定ΔT为0.153±0.016s，若假设Vr为S波速度的0.7倍，那么 Δd 为350m（310～380m）。初期破裂震源的深度估计为48.1km（图6，表2）。若将初期破裂到主破裂位置的破裂传播时间作为初期破裂持续时间，那么初期破裂的持续时间为0.11s。

图5 （a）P波和（b）S波观测走时与计算走时的残差直方图

图6 ΔT（初震与主震之间P波的到时差）与Vr（破裂速度）和Δd（初震与主震之间的震源深度差）的关系（原图为彩色图——译注）

4 考察

Hirose等（2008）曾推测，瑞浪市下方的俯冲带上层深度为大约42km。主震的震源深度约为47.7km，根据平均海洋地壳的厚度约为7km（White et al，1992）以及东海地区通过接收函数解析求出海洋地壳约8km（Kato et al，2010）的数据可推论出：主震发生在俯冲带顶层向下约6km的俯冲带内（板块莫霍面附近）。参照松田（1975）得出主震的断层长约2～3km。余震活动发生在近54度的向东倾斜的断层面上，从主震震源机制解中35度东侧倾斜节面来看，东侧倾斜断层为这次地震活动的主破裂面。初期破裂发生在主破裂下方大约350m深处，向主破裂处传播，直至主破裂处。根据很多余震发生在莫霍面附近以及主震下方这一特征，可以判断当时的情况是：主破裂在距板块顶部向下约6km处的板块内发生后，朝深处蔓延，后到达莫霍面附近。

根据Hirose等（2008）研究的俯冲带顶层分布可知，这一地区俯冲带有的地区是向下凸起的。主震的震源机制解为T轴东西方向，P轴垂直方向的正断层型，根据F－net观测网记录推测的矩心矩张量解也得出同样的结果。通常通过初动极性推导的机制解对应的是初期破裂，F－net推导的震源机制解对应的是主破裂，但从这次地震的初期破裂、主破裂显示出相同的机制现象来看，应该是东西走向伸展的岩层受到垂直方向的挤压后产生了地震（图7）。

在板块同样呈现向下凸起形状的纪伊半岛南部，也发生了T轴方向与断层走向一致的正断层型板内地震（Mizoue et al，1983；池田等，2001）。并且其正上方的下地壳也发生了正断型地震。下地壳与俯冲板块的相互作用，在垂直方向产生了很强的挤压，形成了向下凸起的俯冲形状。另一方面，这次板内地震震源区的正上方，瑞浪市周围的下地壳中几乎没有发生地震。这是因为在瑞浪市周围的地下，菲律宾海板块的俯冲速度（Heki and Miyazaki，2001）、俯冲板块倾斜角以及距海沟轴距离不同，导致下地壳与俯冲板块不直接接触，处于被隔离的应力状态。与Kato等（2010）确定的地下构造比较，本次地震位于深层低频地震向深部延伸的地区，位于板块与地幔楔的相接处。由于地震发生在俯冲板块的走向方向，应力状态为上下方向压缩变形，因此地幔楔与俯冲板块之间发生了很强的相互作用。板块的变形是长期作用形成的现象，板块自身黏性影响很大，但关于板块黏性的讨论，目前还没有足够的论据。那么，地幔楔的存在能否影响到板块变形，要通过以下公式推导出板块和地幔楔的刚性系数μ：

式中，ρ代表密度，VS代表S波速度。若假设地幔楔和俯冲板块的密度分别为3 300kg／m3和3 000kg／m3（Dziewonski and Anderson，1981；Iwamori，2007），则根据Matsubara等（2008）的研究，可将瑞浪市地下40km、50km处的S波速度（4.36km／s、4.54km／s）分别作为地幔楔和板块的S波速度。这时地幔楔和板块的刚性率分别为62.7GPa和61.8GPa。地幔楔的刚性率略高，可见地幔楔的存在能够对板块的变形产生影响。今后，为了详细了解俯冲板块莫霍面附近的正断型地震的发生原因，必须调查板块变形与其黏性的联系。

图7 瑞浪市地下结构示意图（原图为彩色图——译注）。菲律宾海板块在该地区为凸面向下。美浓东部地震发生在张性应力场与俯冲板块边缘平行的海洋莫霍面附近

作为板块内部正断型地震的发震机制，也与板块内部会因含水矿物的脱水而伴生脆化现象有关（Kirby et al，1996；瀬野，2009），这时在海洋板块内部与海沟轴平行（margin－parallel）的地区，海沟外缘隆起型断层面再次产生活动（Savage，1969；Ranero et al，2003），此次的地震是与海沟轴正交的（margin－normal）断层面产生活动的结果。但是，Toda与 Matsumura（2006）认为，东浓和东海地区发生的板内地震最小主压缩轴为东西向，也就是说，此次地震并非是海沟外缘隆起型地震的再次活动，而是当前构造运动产生的应力场造成的。

4 结论

本文在东浓地震科学研究所地震观测网数据中加入了Hi－net的数据，研究了岐阜县美浓东部地震的震源定位和震源机制解。主震中存在着初期破裂（M1.6）和主破裂（M5.6），在深度48.1km的位置发生初期破裂后，破裂向约350m的浅处以及约300m的西南方向传播，到达深47.7km处发生了主破裂。初期破裂和主破裂的震源机制解类似，都是T轴近东西方向，P轴近垂直方向的正断型地震。余震发生在约54°向东倾斜的断层面上，深度比主震略深，破裂一直延伸到俯冲板块莫霍面附近。多数余震的震源机制解与主震类似，是T轴近东西方向的正断型地震。T轴与俯冲板块走向方向一致，板块形状向下方凸起，表明存在比板块刚性略高的地幔楔。由此可知，在俯冲板块莫霍面附近，由于现今状态的构造应力场的影响，造成了这次正断型地震的发生。