17:15 〜 18:45
[U15-P27] 破壊伝播の複雑性に着目した2024年能登半島地震の震源破壊過程の推定
キーワード：震源破壊過程、破壊伝播の複雑性、強震動、波形インバージョン
はじめに
2024年能登半島地震（Mw7.6）と一連の地震活動では，2024年1月１日16時10分9.54秒にMj5.9の地震(the first event)が発生し，その約13秒後の16時10分22.57秒に南東に約5km離れた場所でMj7.6の地震(the second event)が発生した（気象庁，2024）．余震分布は，震源から南西に約60km，北東に約60km広がっており（東北大学，2024など），その領域（長さ約120km）が震源断層と想定される．本研究では，この一連の地震活動について，強震動波形を用いた震源インバージョンによる震源破壊過程を推定した．
震源付近のISK001（大谷）やISK002（正院）などでは，一連の地震活動に対応した波群が観測されている．また，震源から約25km南西に離れたISKH02（柳田）やISK003（輪島）観測点などでは複数のパルス状の波形や波群が観測され，継続時間も約30秒程度と長い．一方で，さらに輪島から30km離れた震源域の南西端に位置するISKH04（富来）での観測波形の継続時間は，約15秒と短い．これらの震源域近傍の観測波形は複雑であることから，震源破壊過程も非常に複雑であることが示唆される．
解析概要
震源インバージョン解析には，マルチタイムウインドウ線形波形インバージョン法（Hartzell and Heaton, 1983）を用いた．時空間の平滑化はSekiguchi et al. (2000)に従い、平滑化の強さはABIC最小規準によって決定した。破壊伝播速度は，予備解析の結果から2.0km/sとした．
断層面は，東北大学におけるＤＤ法による震源再決定結果を参照して3枚のセグメント（全長140km）を設定した．破壊開始点を含んだ中央セグメント（str:52°, dip:42°,長さ:48km，幅:32km）と輪島市付近の西側セグメント（str:65°, dip:35°,長さ:52km，幅:32km）は南東傾斜，一方，能登半島と佐渡島の間にある東側セグメント（str:200°, dip:40°,長さ:40km，幅:32km）は北西傾斜とした．
グリーン関数は，全国１次地下構造モデル（JIVSM；Koketsu et al., 2012）から各観測点直下の１次元速度構造を抽出し，離散化波数法(Bouchon, 1981) および反射・透過係数行列法 (Kennett and Kerry, 1979)により計算した．サブ断層サイズは4×4km，サブ断層のモーメント時間関数の基底関数は，時間幅2.0秒のsmoothed ramp 関数を1.0秒間隔で6個とした．対象観測点は，KiK-net，K-NET，F-net，気象庁の２２点とし，0.05-0.2Hzの3成分の速度波形を使用した．観測波形からMj5.9の地震とMj7.6の地震それぞれに対応した波形を明瞭に分離することが難しいため，Mj5.9の地震のS波走時の2秒前から60秒間の波形を使用した．
解析結果
当初は破壊開始点から断層全体でバイラテラル的に進行する破壊様式を仮定したが，断層東側に位置する佐渡の観測点の再現性が低かった．
そこで次に，東側セグメントのみに中央セグメントからに乗り移る時間の遅れ（10-16秒）を考慮した断層破壊モデルを検討した．その結果，東側セグメントは，中央セグメントから１３秒の破壊の時間遅れを設けることで，観測波形と合成波形との残差が最も小さくなることを確認した.
西側セグメントでは，断層面の深部と浅部に大きなすべりが推定されているが，浅部の方がよりすべり量が大きく，最大すべり量は約11mであった．断層面全体としては，平均すべり量3.0mで地震モーメントは4.0×1020Nm（Mw7.6）であった．ただし，ここで得られたすべり分布は暫定的であり，仮定する速度構造モデルによって変わる可能性があることから，今後，その妥当性について検討を行う必要がある．
大局的には，多くの観測点で観測波形の再現ができていることを確認している一方で，特に破壊開始点付近のISKH01とWJMに関しては，観測波形にみられるパルス状の波形の再現性が非常に悪い．本研究では観測波形の再現性の向上を目指し，引き続き断層面や破壊過程の設定を変えた震源インバージョン解析を実施する予定である．
2024年能登半島地震（Mw7.6）と一連の地震活動では，2024年1月１日16時10分9.54秒にMj5.9の地震(the first event)が発生し，その約13秒後の16時10分22.57秒に南東に約5km離れた場所でMj7.6の地震(the second event)が発生した（気象庁，2024）．余震分布は，震源から南西に約60km，北東に約60km広がっており（東北大学，2024など），その領域（長さ約120km）が震源断層と想定される．本研究では，この一連の地震活動について，強震動波形を用いた震源インバージョンによる震源破壊過程を推定した．
震源付近のISK001（大谷）やISK002（正院）などでは，一連の地震活動に対応した波群が観測されている．また，震源から約25km南西に離れたISKH02（柳田）やISK003（輪島）観測点などでは複数のパルス状の波形や波群が観測され，継続時間も約30秒程度と長い．一方で，さらに輪島から30km離れた震源域の南西端に位置するISKH04（富来）での観測波形の継続時間は，約15秒と短い．これらの震源域近傍の観測波形は複雑であることから，震源破壊過程も非常に複雑であることが示唆される．
解析概要
震源インバージョン解析には，マルチタイムウインドウ線形波形インバージョン法（Hartzell and Heaton, 1983）を用いた．時空間の平滑化はSekiguchi et al. (2000)に従い、平滑化の強さはABIC最小規準によって決定した。破壊伝播速度は，予備解析の結果から2.0km/sとした．
断層面は，東北大学におけるＤＤ法による震源再決定結果を参照して3枚のセグメント（全長140km）を設定した．破壊開始点を含んだ中央セグメント（str:52°, dip:42°,長さ:48km，幅:32km）と輪島市付近の西側セグメント（str:65°, dip:35°,長さ:52km，幅:32km）は南東傾斜，一方，能登半島と佐渡島の間にある東側セグメント（str:200°, dip:40°,長さ:40km，幅:32km）は北西傾斜とした．
グリーン関数は，全国１次地下構造モデル（JIVSM；Koketsu et al., 2012）から各観測点直下の１次元速度構造を抽出し，離散化波数法(Bouchon, 1981) および反射・透過係数行列法 (Kennett and Kerry, 1979)により計算した．サブ断層サイズは4×4km，サブ断層のモーメント時間関数の基底関数は，時間幅2.0秒のsmoothed ramp 関数を1.0秒間隔で6個とした．対象観測点は，KiK-net，K-NET，F-net，気象庁の２２点とし，0.05-0.2Hzの3成分の速度波形を使用した．観測波形からMj5.9の地震とMj7.6の地震それぞれに対応した波形を明瞭に分離することが難しいため，Mj5.9の地震のS波走時の2秒前から60秒間の波形を使用した．
解析結果
当初は破壊開始点から断層全体でバイラテラル的に進行する破壊様式を仮定したが，断層東側に位置する佐渡の観測点の再現性が低かった．
そこで次に，東側セグメントのみに中央セグメントからに乗り移る時間の遅れ（10-16秒）を考慮した断層破壊モデルを検討した．その結果，東側セグメントは，中央セグメントから１３秒の破壊の時間遅れを設けることで，観測波形と合成波形との残差が最も小さくなることを確認した.
西側セグメントでは，断層面の深部と浅部に大きなすべりが推定されているが，浅部の方がよりすべり量が大きく，最大すべり量は約11mであった．断層面全体としては，平均すべり量3.0mで地震モーメントは4.0×1020Nm（Mw7.6）であった．ただし，ここで得られたすべり分布は暫定的であり，仮定する速度構造モデルによって変わる可能性があることから，今後，その妥当性について検討を行う必要がある．
大局的には，多くの観測点で観測波形の再現ができていることを確認している一方で，特に破壊開始点付近のISKH01とWJMに関しては，観測波形にみられるパルス状の波形の再現性が非常に悪い．本研究では観測波形の再現性の向上を目指し，引き続き断層面や破壊過程の設定を変えた震源インバージョン解析を実施する予定である．