1923 年関東地震の震源過程

要旨：
　関東大震災を引き起こした 1923 年（大正 12 年）関東地震の震源過程を調べた。これまでに測地データと海外の地震波形データを用いた解析が行われているが、この研究では、近年収集された国内の近地地震波形データをさらに加えて、震源過程を解析した。

　解析の結果、2 つのアスペリティ（ここではすべり量の大きい領域を指す）が求められた。西側のアスペリティは震源に近い伊豆半島の付け根付近に、東側のアスペリティは浦賀水道付近に位置する。西側のアスペリティは横ずれ断層型が卓越しているのに対し、東側のアスペリティは逆断層型が卓越していた。最大すべり量は 10 m、モーメントは 1.1 x 10²¹ Nm (M_w 8.0) となった。

　最近 5 年間の地震活動と比較してみると、どちらのアスペリティでも地震がほとんど起きておらず、アスペリティでの固着が始まっていることが考えられる。近年検出されたサイレント・アースクェイク（非地震性すべり）のすべり領域は、東側のアスペリティの周りに位置している。これらの領域では現在でも固着していないことを示している。

　関東大震災を引き起こした 1923 年（大正 12 年）関東地震は、相模トラフから沈み込んでいるフィリピン海プレートと陸側プレートとの間に起きた「プレート間地震」である（図 1）。ここでは大地震が繰り返し起きている。将来起きるであろう大地震の被害を予測する上で、1923 年関東地震を調べることは重要である。

図 1：震源域近辺の地形図。太線はおおよそのプレート境界を示す。

　強震動予測のためには、地盤だけではなく、断層モデルも重要である。プレート間地震では、地震発生時に大きくすべる領域（アスペリティ）が同じであると考えられており、過去の地震を調べることによって、将来の地震のアスペリティが予測できる。

　そこで、この研究では 1923 年関東地震の震源過程を調べた。これまでにも関東地域の測地データと海外の地震波形データからこの地震の震源過程を調べた研究がある（Wald and Somerville, 1995）。近年、国内の地震波形データが収集されてきた。この研究ではこれら国内の地震波形データをさらに加えて震源過程を解析した。

　測地データは旧陸軍測量部による結果を使った。ただし、水平変位は佐藤・市原 (1971) によって再計算されたものを使った（図 2）。海外の波形記録は Kanamori and Miyamura (1970) などで収集され Wald and Somerville (1995) がデジタル化にしたものを使用した。国内の波形記録は、岐阜と仙台に関しては、武村 (1994) などで収集・デジタル化された記録が鹿島建設の WWW ページで公開されているものを用いた。東京（東大・本郷）の記録に関しては、横田他 (1989) によって修復されたものを用いた（図 3）。

図 2：測地による水平変位（矢印）、垂直変位（上昇：白棒、下降；黒棒）。
点線で囲った長方形は設定した断層面の水平投影を、星印は震央を示す。

図 3：（左）使用した海外の地震観測点。（右）使用した国内の地震観測点。

　断層面の設定は Wald and Somerville (1995) と同じとした。走向 290°, 傾斜 25°, すべり角 90〜180°で、13 km × 10 km の小断層を 10 x 7 個おいた。破壊開始点（震源）は 35.4°N, 139.2°E, 深さ 14.6 km に置いた。断層面の上端の深さは約 2 km となった。グリーン関数計算のための構造モデルは、測地データに対しては半無限構造、海外の波形データに対しては PREM (Dziewonski and Anderson, 1981)、国内の波形データに対しては Sato et al. (1998) の 1 次元速度構造を使用した。インバージョンは Yoshida et al. (1996) の手法によった。各小断層では 1.5 秒のタイムウィンドウを 10 個並べた。その先頭をすべらせる伝播速度が 2.6 km/s の時に最良の解が得られた。

　求められたすべり分布をみると、震源付近（三浦半島の付け根付近）とその南東の浅い部分（浦賀水道付近）に大きくすべった領域(アスペリティ)が復元された。西側のアスペリティは横ずれ断層型が卓越しているのに対し、東側のアスペリティは逆断層型が卓越している。東側のアスペリティの方がすべり量が大きい。Wald and Somerville (1995) の結果と比較すると、最大すべり量が 7.6 m から 10 m へ、モーメントが 6.6 x 10²⁰ Nm (M_w 7.8) から 1.1 x 10²¹ Nm (M_w 8.0) と増えている。また、各小断層におけるすべり継続時間が 9 秒から 15 秒と長くなった。

図 4：解析結果。（左上）すべり分布。（中上）海外の観測点での観測（赤）および合成（黒）波形の比較。（右上）国内の観測点での観測（赤）および合成（黒）波形の比較。（左下）垂直変位の観測値（上昇：赤、下降：青）および計算値（黒）の比較。（右下）水平変位の観測値（緑）および計算値（黒）の比較。

　波形の比較をすると、全体的によく一致している。しかし、本郷 (HNG) での後続波の再現が良くない。関東平野は盆地構造をしており、関東平野と関東山地の境界で生成された表面波が観測に現れているものと考えられる。これを解消するためにはグリーン関数の計算で 3 次元構造を採用することが必要となり、これは今後の課題である。測地データも全体的によく一致している。伊豆大島の水平変位の再現ができていないが、これは関東地震の前に起きた火山活動の影響だと思われる。

　破壊伝播の様子を示したスナップショットをみると、破壊過程が複雑なことが分かる。また、東側のアスペリティでは破壊が長く続いている。

図 5：破壊過程の 4 秒毎のスナップショット。

　浜田他 (2001) によって決められた余震分布と比較すると、東側のアスペリティではほとんど余震が起きていないのに対して、西側のアスペリティ付近では小さな余震が多く起きている。西側のアスペリティでは本震の時に破壊が完全に終わっていなかったか、あるいは断層面内ではなくその上下のプレート内で余震が起きているのかもしれない（2003 年十勝沖地震でそういった例が Yagi (2004) によって報告されている）。

図 6：（左）すべり分布と余震分布との比較。丸は本震後 3 年間で、M 2 以上、誤差が10km以内の地震の震央を示す。（右）すべり分布と最近 5 年間の地震活動との比較。丸は深さが 50 km より浅く、M 2 以上の地震の震央を示す。四角はそれぞれの年に起きたサイレント・アースクエイクのすべり領域を示す。

　最近の地震活動と比較すると、東側だけでなく西側のアスペリティでも地震はほとんど起きていない。すでにプレート間の固着が始まっている可能性がある。Sagiya (2004) によると GPS のデータから房総半島の南付近では固着していることが示されている。最近になって報告されているサイレント・アースクエイク（非地震性すべり）(広瀬他, 2000; Ozawa et al., 2003; Sagiya 2004)は、東側のアスペリティの周りで起きている。これらの場所では、固着していないと考えられる。