10:45 〜 11:00
[SSS10-05] HYPODDによる余震分布の再決定：1969年と1994年北海道東方沖地震および1975年津波地震
キーワード：HYPODD、北海道東方沖地震、余震分布
１．はじめに
北海道東方沖（色丹島沖）では，異なるタイプの３つの地震が発生している．1つ目は，典型的なプレート境界型地震である1969年北海道東方沖地震（Mw8.0; Ioki and Tanioka, 2016），2つ目は，津波地震である1975年6月10日の地震（Mw7.8; Ioki and Tanioka, 2016），そして3つ目は，スラブ内地震である1994年北海道東方沖地震（Mw8.3; Global CMT）である．これら3つの地震の内，1994年の地震の断層面は，走向が海溝軸に平行であるという主張（例えば，Kikuchi and Kanamori, 1995; Katsumata et al., 1995）と海溝軸にほぼ直交するという主張（例えば，Tanioka et al., 1995）があり，未だに議論が続いている．本研究では，3つの地震の余震分布をHYPODDにより再決定し，3つの地震の震源断層について検討した．
２．データ
ISC Bulletinで公開されている震源パラメータとP波到着時を使用した．本震発生から7日間，実体波マグニチュード(mb) 5.3以上，および深さ100 km以浅の余震を選択した．北海道東方沖の震源域から5000 km以内，かつ，3つの地震全てのP波検測値が記録されているという条件を満たす80観測点を使用した．
３．手法
震源決定には，二重差分を利用したHYPODD (Waldhauser and Ellsworth, 2000)を使用した．ただし，HYPODDは水平成層構造を仮定して走時を計算しているが，遠地P波を使用するためには球面成層構造で走時を計算する必要がある．本研究では，一次元速度構造iasp91を仮定し，iaspei-tau package (Kennett and Engdahl, 1991; Snoke, 2009)を使用して走時を計算した．使用した本震・余震は，1969年が25個，1975年が12個，1994年が29個，合計66個である．これらの震源距離が50 km以下の場合に二重差分を取り，6382組のデータを使用した．インバージョンにはダンビングを30としてLSQR法を適用した．
４．結果
P波走時の残差のrmsは，ISC震源に対する初期の値が2.36秒であり，HYPODDの2回のiteration後に1.39秒 (-41%) まで低下した．1969年の場合は，本震と余震共に沈み込む太平洋プレート上面付近に位置しているが，震央は海溝軸から50km以上離れている．1975年の場合も本震・余震共にプレート境界付近に位置しているが，震央は海溝軸から50km以上離れている．Ioki and Tanioka (2016)が主張する海溝軸に近接した大滑り域では余震は発生していない．1994年の場合は，1969年と1975年とは明らかに異なり，プレート境界付近への震源集中は見られない．走向が海溝軸にほぼ直交し，南西方向に30-40度で傾き下がる面上に余震が分布している．この余震分布は，Tanioka et al. (1995)が主張する断層面と調和的である．
北海道東方沖（色丹島沖）では，異なるタイプの３つの地震が発生している．1つ目は，典型的なプレート境界型地震である1969年北海道東方沖地震（Mw8.0; Ioki and Tanioka, 2016），2つ目は，津波地震である1975年6月10日の地震（Mw7.8; Ioki and Tanioka, 2016），そして3つ目は，スラブ内地震である1994年北海道東方沖地震（Mw8.3; Global CMT）である．これら3つの地震の内，1994年の地震の断層面は，走向が海溝軸に平行であるという主張（例えば，Kikuchi and Kanamori, 1995; Katsumata et al., 1995）と海溝軸にほぼ直交するという主張（例えば，Tanioka et al., 1995）があり，未だに議論が続いている．本研究では，3つの地震の余震分布をHYPODDにより再決定し，3つの地震の震源断層について検討した．
２．データ
ISC Bulletinで公開されている震源パラメータとP波到着時を使用した．本震発生から7日間，実体波マグニチュード(mb) 5.3以上，および深さ100 km以浅の余震を選択した．北海道東方沖の震源域から5000 km以内，かつ，3つの地震全てのP波検測値が記録されているという条件を満たす80観測点を使用した．
３．手法
震源決定には，二重差分を利用したHYPODD (Waldhauser and Ellsworth, 2000)を使用した．ただし，HYPODDは水平成層構造を仮定して走時を計算しているが，遠地P波を使用するためには球面成層構造で走時を計算する必要がある．本研究では，一次元速度構造iasp91を仮定し，iaspei-tau package (Kennett and Engdahl, 1991; Snoke, 2009)を使用して走時を計算した．使用した本震・余震は，1969年が25個，1975年が12個，1994年が29個，合計66個である．これらの震源距離が50 km以下の場合に二重差分を取り，6382組のデータを使用した．インバージョンにはダンビングを30としてLSQR法を適用した．
４．結果
P波走時の残差のrmsは，ISC震源に対する初期の値が2.36秒であり，HYPODDの2回のiteration後に1.39秒 (-41%) まで低下した．1969年の場合は，本震と余震共に沈み込む太平洋プレート上面付近に位置しているが，震央は海溝軸から50km以上離れている．1975年の場合も本震・余震共にプレート境界付近に位置しているが，震央は海溝軸から50km以上離れている．Ioki and Tanioka (2016)が主張する海溝軸に近接した大滑り域では余震は発生していない．1994年の場合は，1969年と1975年とは明らかに異なり，プレート境界付近への震源集中は見られない．走向が海溝軸にほぼ直交し，南西方向に30-40度で傾き下がる面上に余震が分布している．この余震分布は，Tanioka et al. (1995)が主張する断層面と調和的である．