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[SSS05-P22] Coriolis力は発震機構解の歪軸方位に影響を与えるか？
キーワード：Coriolis 力、発震機構、千島海溝、沖縄海盆、CMT解
Coriolis力は，物体が運動する進行方向に対して北半球では直角右向きに働き，運動速度と緯度の増加に伴い増大し，摩擦抵抗とともに減少する．
気象庁のCMT解は，亀裂発生位置を初動震源，本破壊位置をCMT震源としてその時刻・規模とともに公表している．両震源間の距離と時刻差から破壊進展速度を算出できる．破壊進展速度は，秒速㎞程度と高速なのでCoriolis力が働くことが期待される．
CMT主歪軸方位から主破壊における発震機構を知ることができる．千島海溝域のCMT解の主歪軸方位は，北米Plateに対する太平洋PlateのEuler緯線にほぼ揃っている．特に逆断層型の主圧縮P歪軸方位はPlate運動方位に良く揃っている（Fig. 1左図）．
弧状に屈曲する海溝軸に沿う海溝傾斜方位は変化するが，Plate運動方位はほぼ一定なので歪軸方位とPlate運動方位との定量的比較に使用できる．海溝傾斜方位を中央基準線にすると，Plate運動方位は中央基準線付近を上下する折線として表される．この折線に沿って主歪軸方位が分布すれば．Plate運動方位に揃っていると判定できる（Fig.1・2左下図・Fig3・4右下図）．
千島海溝域の主歪軸傾斜方位図中央付近のPlate方位折線とその180°異なる逆方位の上下縁に沿って分布する逆断層型の主圧縮P歪軸傾斜方位はPlate方位線に沿っている（Fig. 1）．Plate運動方位と逆方位の歪軸傾斜方位の共存は，傾斜にばらつきのある水平に近い歪軸によるものも在るが，中央付近に揃うP軸方位は，Slab沈込による屈曲と平面化に伴う圧縮による座屈に対応し，逆方位は摩擦のあるPlate境界面に沿う剪断歪である．
逆断層型の震源で圧縮歪が蓄積するには，両側から地下岩石を抑え込む必要がある．押え込む両側が次第に近付き歪を蓄積し，破壊限界に達して地震が発生するため，Coriolis力の関与は期待できない．正断層型の場合には，両側から破壊限界まで引張るが，破壊とともに両側の関係が途切れるため，Coriolis力の関与が期待できる．
正断層型の主引張T歪軸傾斜方位は主歪軸傾斜方位図で明瞭にPlate運動方位折線の下側及びその逆方位に沿っている（Fig. 2左下図，Fig. 4右下図）．歪軸傾斜方位図では下方が時計回りなので，Plate運動方位から時計回りに回転していることが分かる．
千島海溝域（緯度50.3N±1.6°）の正断層型CMT震源118個の主引張T歪軸傾斜方位はPlate運動方位に対して+54±35°と時計回りに有意に回転しているが（Fig. 2），逆断層型CMT震源391個の主圧縮P歪軸傾斜方位は+12±31°と回転していない（Fig. 1）．
琉球海溝域の沖縄Trough（緯度27.3N±2.0°）の正断層型CMT震源68個の主引張T歪軸傾斜方位はPlate運動方位から+32±21°と時計回りに有意に回転している（Fig. 4）．
回転が時計回りで，回転角が緯度程度であることは，この回転がCoriiols力によることを示している．Coliolis力を妨げる摩擦の大きな剪断歪や座屈歪による逆断層型の主圧縮P歪軸傾斜方位にはCoriolis力の効果が認められず，Plate運動方位に一致することも，Coriols力の存在を支持する．
気象庁のCMT解は，亀裂発生位置を初動震源，本破壊位置をCMT震源としてその時刻・規模とともに公表している．両震源間の距離と時刻差から破壊進展速度を算出できる．破壊進展速度は，秒速㎞程度と高速なのでCoriolis力が働くことが期待される．
CMT主歪軸方位から主破壊における発震機構を知ることができる．千島海溝域のCMT解の主歪軸方位は，北米Plateに対する太平洋PlateのEuler緯線にほぼ揃っている．特に逆断層型の主圧縮P歪軸方位はPlate運動方位に良く揃っている（Fig. 1左図）．
弧状に屈曲する海溝軸に沿う海溝傾斜方位は変化するが，Plate運動方位はほぼ一定なので歪軸方位とPlate運動方位との定量的比較に使用できる．海溝傾斜方位を中央基準線にすると，Plate運動方位は中央基準線付近を上下する折線として表される．この折線に沿って主歪軸方位が分布すれば．Plate運動方位に揃っていると判定できる（Fig.1・2左下図・Fig3・4右下図）．
千島海溝域の主歪軸傾斜方位図中央付近のPlate方位折線とその180°異なる逆方位の上下縁に沿って分布する逆断層型の主圧縮P歪軸傾斜方位はPlate方位線に沿っている（Fig. 1）．Plate運動方位と逆方位の歪軸傾斜方位の共存は，傾斜にばらつきのある水平に近い歪軸によるものも在るが，中央付近に揃うP軸方位は，Slab沈込による屈曲と平面化に伴う圧縮による座屈に対応し，逆方位は摩擦のあるPlate境界面に沿う剪断歪である．
逆断層型の震源で圧縮歪が蓄積するには，両側から地下岩石を抑え込む必要がある．押え込む両側が次第に近付き歪を蓄積し，破壊限界に達して地震が発生するため，Coriolis力の関与は期待できない．正断層型の場合には，両側から破壊限界まで引張るが，破壊とともに両側の関係が途切れるため，Coriolis力の関与が期待できる．
正断層型の主引張T歪軸傾斜方位は主歪軸傾斜方位図で明瞭にPlate運動方位折線の下側及びその逆方位に沿っている（Fig. 2左下図，Fig. 4右下図）．歪軸傾斜方位図では下方が時計回りなので，Plate運動方位から時計回りに回転していることが分かる．
千島海溝域（緯度50.3N±1.6°）の正断層型CMT震源118個の主引張T歪軸傾斜方位はPlate運動方位に対して+54±35°と時計回りに有意に回転しているが（Fig. 2），逆断層型CMT震源391個の主圧縮P歪軸傾斜方位は+12±31°と回転していない（Fig. 1）．
琉球海溝域の沖縄Trough（緯度27.3N±2.0°）の正断層型CMT震源68個の主引張T歪軸傾斜方位はPlate運動方位から+32±21°と時計回りに有意に回転している（Fig. 4）．
回転が時計回りで，回転角が緯度程度であることは，この回転がCoriiols力によることを示している．Coliolis力を妨げる摩擦の大きな剪断歪や座屈歪による逆断層型の主圧縮P歪軸傾斜方位にはCoriolis力の効果が認められず，Plate運動方位に一致することも，Coriols力の存在を支持する．