12:00 〜 12:15
[SSS09-11] データ同化を導入した地震波逆伝播計算による大地震の震源断層すべり分布の推定
１．データ同化に基づくTRI（Data-Assimilation-based Time Reversal Imaging / DA-TRI）
アレイ観測波形データを運動方程式の時間反転計算により震源に向けて逆伝播させることで震源イメージングを行うTime Reversal Imaging (TRI)がLarmat et al. (2006)らにより提案されて以降、近地・遠地データを用いた地震の震源推定に大きな成果があげられている。グリーン関数と観測波形の一致度を最小自乗的に推定する一般的な震源インバージョンとは異なる震源推定アプローチであり、予め断層面等を拘束する必要がない。これにより微動のように長時間続く現象への活用も検討されている。TRIで高解像度の震源像を得るには十分密な観測データが必要になるが（e.g., Kawakatsu and Montagner, 2008；Fukahata et al., 2014; Nakahara and Haney, 2015）、Furumura and Maeda（2020）は、TRIに計算と観測のデータ同化の仕組みを導入（DA-TRI）し、地震波伝播計算と観測データが持つ誤差分布を考慮した逆伝播波動場を構築することで、K-NET/KiK-netの20-25 km間隔のアレイデータでも日本周辺で起きる中小地震の震源イメージングが可能であることを示した。本研究では、DA-TRIをさらに大地震の有限断層上のすべり分布の推定に適用するために、2次元地下構造モデルを用いた数値実験にもとづく検討（柴田・他，2020；日本地震学会秋期大会）を踏まえ、KiK-net実観測データを用いたM7〜8級の大地震の震源断層すべり分布推定を試みた。
２．2008・2011年茨城県沖の地震の断層すべりモデル推定
2008年5月に発生した茨城県沖の地震（Mw6.9，深さ51 km）と2011年11月に発生した茨城県沖の地震（Mw7.9, 深さ43 km）のKiK-net強震観測データを用いて、DA-TRIに基づく断層すべりイメージングを行った。いずれの地震も、太平洋プレート上面で発生した地震である。
DA-TRIを行う計算領域は、中部日本の水平460.8 x 460.8 km、深さ57.6 kmの範囲とし、地下構造モデルは堆積層、地殻、マントル構造、太平洋／フィリピン海プレートをJIVSM（Koketsu et al., 2012）に基づき設定した。このモデルを用いて、時間を反転させた3次元差分法計算により、234点のKiK-net地中観測点で記録された180秒間の波形データを震源に逆伝播させ、断層面上のすべり分布（アスペリティ）を推定した。なお、計算と観測とのデータ同化には最適内挿法を用いた。ここで、地震波動場の誤差分布は相関距離5 kmのガウス分布に従い、計算と観測データの誤差が同程度であると仮定して同化パラメータを設定した。
2008年茨城県沖の地震(Mw6.9)
2008年茨城県沖の地震(Mw6.9)の震源イメージング結果を図2に示す。DA-TRIでは、差分法計算の全格子の弾性エネルギーの時間変化を求め（図2a上）、そのピークとなる時刻の前後を断層破壊時間と考え、その時刻における太平洋プレート上面での弾性エネルギーの最大値を震源イメージとして表示した（図２a下）。
求められた震源イメージは、気象庁により求められた発震時刻から約5秒に、震源の約10 km北東方向の約25 × 35 kmの範囲に強い弾性エネルギーの集中を示した。この位置は、山中（2008）が遠地実体波から推定した大きな震源断層すべりの位置とよく整合することから、大地震のアスペリティの推定に十分適用可能であることが確認された。なお、ここでは太平洋プレート上面の地震を推定したが、弾性エネルギーの分布を3次元的に表示することで、プレート内部の地震についても推定可能と考えられる。
2011年茨城県沖の地震(Mw7.9)
次に、より規模の大きな2011年茨城県沖の地震(Mw7.9)について、KiK-net観測波形データを用いてDA-TRIを実施した。DA-TRIから求められた弾性エネルギーの時間変化（図2b上）を確認したところ、気象庁による発震時刻から2秒と23秒にの2つのピークを持つことから、それぞれの時刻を中心とする２回の大きな断層すべりの存在が示唆された。そこで、2つの時間の各計算格子の振幅値を重ね合わせ、太平洋プレート上面のすべり分布を求めた（図2ｂ下）。この結果、震源の約20 km南東方向の約60 × 30 kmの範囲に強い弾性エネルギーの集中が得られた。また、約40 km北西方向の約30 × 20 kmの範囲に弱い弾性エネルギーの集中が示唆された。なお、得られた結果は、近地強震記録を用いたインバージョンから推定されたアスペリティの位置（Kubo et al., 2013）とで良い一致を示した。しかし、DA-TRIにより得られた断層すべり分布は、震源インバージョン結果とくらべてシャープさに欠け、明らかに地震断層から離れた場所にも像を結ぶなど結果の不安定性が確認された。これは、2008年茨城県沖の地震についても影響は小さいが当てはまる。この原因は、地震波の逆伝播計算において発震時刻を超えた過去まで計算が続くためであり、こうした影響を少なくするための計算上の工夫を検討したい。
アレイ観測波形データを運動方程式の時間反転計算により震源に向けて逆伝播させることで震源イメージングを行うTime Reversal Imaging (TRI)がLarmat et al. (2006)らにより提案されて以降、近地・遠地データを用いた地震の震源推定に大きな成果があげられている。グリーン関数と観測波形の一致度を最小自乗的に推定する一般的な震源インバージョンとは異なる震源推定アプローチであり、予め断層面等を拘束する必要がない。これにより微動のように長時間続く現象への活用も検討されている。TRIで高解像度の震源像を得るには十分密な観測データが必要になるが（e.g., Kawakatsu and Montagner, 2008；Fukahata et al., 2014; Nakahara and Haney, 2015）、Furumura and Maeda（2020）は、TRIに計算と観測のデータ同化の仕組みを導入（DA-TRI）し、地震波伝播計算と観測データが持つ誤差分布を考慮した逆伝播波動場を構築することで、K-NET/KiK-netの20-25 km間隔のアレイデータでも日本周辺で起きる中小地震の震源イメージングが可能であることを示した。本研究では、DA-TRIをさらに大地震の有限断層上のすべり分布の推定に適用するために、2次元地下構造モデルを用いた数値実験にもとづく検討（柴田・他，2020；日本地震学会秋期大会）を踏まえ、KiK-net実観測データを用いたM7〜8級の大地震の震源断層すべり分布推定を試みた。
２．2008・2011年茨城県沖の地震の断層すべりモデル推定
2008年5月に発生した茨城県沖の地震（Mw6.9，深さ51 km）と2011年11月に発生した茨城県沖の地震（Mw7.9, 深さ43 km）のKiK-net強震観測データを用いて、DA-TRIに基づく断層すべりイメージングを行った。いずれの地震も、太平洋プレート上面で発生した地震である。
DA-TRIを行う計算領域は、中部日本の水平460.8 x 460.8 km、深さ57.6 kmの範囲とし、地下構造モデルは堆積層、地殻、マントル構造、太平洋／フィリピン海プレートをJIVSM（Koketsu et al., 2012）に基づき設定した。このモデルを用いて、時間を反転させた3次元差分法計算により、234点のKiK-net地中観測点で記録された180秒間の波形データを震源に逆伝播させ、断層面上のすべり分布（アスペリティ）を推定した。なお、計算と観測とのデータ同化には最適内挿法を用いた。ここで、地震波動場の誤差分布は相関距離5 kmのガウス分布に従い、計算と観測データの誤差が同程度であると仮定して同化パラメータを設定した。
2008年茨城県沖の地震(Mw6.9)
2008年茨城県沖の地震(Mw6.9)の震源イメージング結果を図2に示す。DA-TRIでは、差分法計算の全格子の弾性エネルギーの時間変化を求め（図2a上）、そのピークとなる時刻の前後を断層破壊時間と考え、その時刻における太平洋プレート上面での弾性エネルギーの最大値を震源イメージとして表示した（図２a下）。
求められた震源イメージは、気象庁により求められた発震時刻から約5秒に、震源の約10 km北東方向の約25 × 35 kmの範囲に強い弾性エネルギーの集中を示した。この位置は、山中（2008）が遠地実体波から推定した大きな震源断層すべりの位置とよく整合することから、大地震のアスペリティの推定に十分適用可能であることが確認された。なお、ここでは太平洋プレート上面の地震を推定したが、弾性エネルギーの分布を3次元的に表示することで、プレート内部の地震についても推定可能と考えられる。
2011年茨城県沖の地震(Mw7.9)
次に、より規模の大きな2011年茨城県沖の地震(Mw7.9)について、KiK-net観測波形データを用いてDA-TRIを実施した。DA-TRIから求められた弾性エネルギーの時間変化（図2b上）を確認したところ、気象庁による発震時刻から2秒と23秒にの2つのピークを持つことから、それぞれの時刻を中心とする２回の大きな断層すべりの存在が示唆された。そこで、2つの時間の各計算格子の振幅値を重ね合わせ、太平洋プレート上面のすべり分布を求めた（図2ｂ下）。この結果、震源の約20 km南東方向の約60 × 30 kmの範囲に強い弾性エネルギーの集中が得られた。また、約40 km北西方向の約30 × 20 kmの範囲に弱い弾性エネルギーの集中が示唆された。なお、得られた結果は、近地強震記録を用いたインバージョンから推定されたアスペリティの位置（Kubo et al., 2013）とで良い一致を示した。しかし、DA-TRIにより得られた断層すべり分布は、震源インバージョン結果とくらべてシャープさに欠け、明らかに地震断層から離れた場所にも像を結ぶなど結果の不安定性が確認された。これは、2008年茨城県沖の地震についても影響は小さいが当てはまる。この原因は、地震波の逆伝播計算において発震時刻を超えた過去まで計算が続くためであり、こうした影響を少なくするための計算上の工夫を検討したい。