5. 海溝付近の巨大地震による強震動と津波の予測のための断層モデル設定法

前回は、地表地震断層をともなった2016年熊本地震で得られた新しい知見にもとづき、現行の「レシピ」（地震調査研究推進本部, 2017）¹⁾を改善した例を説明しました。また、これらの改善例を踏まえて提案された内陸地震の「断層モデルのイメージ」を紹介しました。

地表地震断層の出現と同じことが、2011年東北地方太平洋沖地震の震源域の海底（日本海溝）でも起こっています。熊本地震と東北地方太平洋沖地震とは、力学モデルとしては類似のものですので、今回は、はじめに、このことについて説明したいと思います。つぎに、沈み込み帯におけるプレート境界地震に関する「レシピ」の改善例を説明します。また、改善例を踏まえて提案されている「断層モデルのイメージ」を紹介したいと思います。

5.1 入江・他（2010）²⁾とドルジャパラム・他（2016）³⁾による力学的検討

はじめに、冒頭で述べた熊本地震と東北地方太平洋沖地震との類似点について説明します。

熊本地震では、断層破壊が地表面に達して、34kmにわたり、地表地震断層が出現しました（産業技術総合研究所, 2011）⁴⁾。このような状況の断層破壊は、すでに入江・他（2010）²⁾などによって力学的に計算されていました。その結果を示したのが、【図1】の（a）です。

（a）内陸地震（入江・他, 2010）²⁾

（b）沈み込み帯のプレート境界地震（ドルジャパラム・他, 2016）³⁾

【図1】地表地震断層をともなう地震の力学モデルによるすべり量の計算結果

この図は、中央の2つの正方形で示されるアスペリティに応力降下を与えて、自発的に断層が破壊するような計算をした結果で、最終すべり量を表しています。すべり量が大きい部分は、アスペリティだけではなく、地表面付近にも表れていることがわかります。つまり、応力降下量がなくても、地表面付近では、すべり量が大きくなるのです。これは、周囲のすべり量が拘束されている円形クラックでは起こらない現象です。

まったく同じ状況が、【図1】の（b）に示した沈み込み帯のプレート境界地震を対象にした計算でも起こっています。この計算は、ドルジャパラム・他（2016）³⁾ により、2011年東北地方太平洋沖地震の震源をイメージして行われました。断層面の下のほうに5つのアスペリティがあり、ここに応力降下を与えています。強震動はこれらのアスペリティから放出されます。この図でも、すべり量が大きい部分は、アスペリティだけではなく、地表面（実際は海底）付近にも表れていることがわかります。

5.2 海溝付近の巨大地震による強震動と津波の予測のための断層モデル設定法

東北地方太平洋沖地震では、広大な範囲で津波により大きな被害を受けました。このような津波による甚大な被害を受けて、地震調査研究推進本部（2017）⁵⁾では、津波の予測のための「津波レシピ」を公表しました。この「津波レシピ」では、基本モデルとして、すべりの小さな「背景領域」と、すべりの大きな「大すべり域」で構成されるモデルを提示していますが、断層破壊が海溝軸付近まで到達する場合には、海溝軸付近で非常に大きなすべりが生じて巨大な津波を発生させることがあるため、このような場合には、「超大すべり域」を設定することになっています。超大すべり域を設定するプレート境界地震は、第2ステージの地震ということになります。

Dan et al.（2018）⁶⁾は、上記の「津波レシピ」と強震動予測のための「レシピ」を融合させて、新しい手順（以降、「拡張レシピ」とよびます）を提示しました。また、このときの応力降下量の算定式には、周囲が拘束された円形クラックの式ではなく、断層破壊が地表面（実際は海底面）に達している地震に適用できるドルジャパラム・他（2016）³⁾の近似式を用いました。

【図2】の（a）は、「拡張レシピ」による東北地方太平洋沖地震の断層モデルです。赤い部分が超大すべり域、オレンジ色の部分が大すべり域、青い部分がアスペリティ（強震動を生成する領域）、黄色い部分が背景領域です。

（a）断層モデル

（b）MYGH12

（c）FKSH17

【図2】海底で地表地震断層をともなう地震の断層モデル設定法（拡張レシピ）で作成した2011年東北地方太平洋沖地震の断層モデルおよびMYGH12（宮城県）とFKSH17（福島県）における観測波形と計算波形（Dan et al., 2018）⁶⁾

【図2】の（b）は、MYGH12（宮城県）における観測波形と計算波形の比較です。観測波形には2つの波のかたまりが見えますが、計算波形には4つの波のかたまりが見えます。また、最大値も少し過小評価となっており、観測波形の再現性はやや劣ります。

【図2】の（c）は、FKSH17（福島県）における観測波形と計算波形の比較です。こちらは、波の形状は、ほぼ再現できていますが、少し過大評価となっており、観測波形の再現性はやや劣ります。

観測波形の再現性がやや劣る理由は、（a）の断層モデルに示されるアスペリティでは、応力降下量が同一となっており、不均質性もしくは地域性を考慮していないためで、例えば、宮城県側のアスペリティの応力降下量を少し大きくして、福島県側のアスペリティの応力降下量を少し小さくすれば、観測波形の再現性は向上すると思われます。

5.3 沈み込み帯のプレート境界地震による強震動と津波の予測のための断層モデルのイメージ

前節で述べた東北地方太平洋沖地震に関する新しい知見と、ほかのマグニチュード8クラスや9クラスのプレート境界地震に関する既往の知見にもとづき、壇・他（2020）⁵⁾は、断層モデルのイメージを【図3】のように考えました。

（a）マグニチュード8クラスのプレート境界地震

（b）マグニチュード8.5クラスのプレート境界地震

（c）マグニチュード9クラス以上のプレート境界地震

【図3】沈み込み帯のプレート境界地震の断層のイメージ（壇・他, 2020）⁷⁾

（a）は、マグニチュードが8クラスのプレート境界地震の場合で、断層破壊は地震発生層の中にほぼとどまっています。これは、第1ステージの地震で、2003年十勝沖地震（$\small M_W 8.1$）などです。この場合は、円形クラックの式で応力降下量を算定します。

（b）は、マグニチュードが8.5クラスのプレート境界地震の場合で、断層破壊が一部、海底面に達しています。これは、第1ステージと第2ステージの中間の地震で、2015年チリIllapel地震（$\small M_W 8.3$）などです。

（c）は、マグニチュードが9クラス以上のプレート境界地震の場合で、断層破壊が海底面に達しています。これは、第2ステージと第3ステージの地震で、2004年スマトラ島沖地震（$\small M_W 9.1$）や2011年東北地方太平洋沖地震（$\small M_W 9.1$）などです。この状況では、円形クラックの式では応力降下量が算定できないので、それに代わる近似式を用います。

具体的に、日本列島の周辺で、どのような巨大なプレート境界地震が想定されるかを示したのが、【図4】です。この図は、原子力規制委員会（2013）⁸⁾から公表されているプレート境界地震に起因する津波波源の対象領域です。

【図4】プレート境界地震に起因する津波波源の対象領域（原子力規制委員会, 2013）⁸⁾

東北地方太平洋沖地震では、この図の①千島海溝～日本海溝で示された部分の南のほうの長さ500km、幅200km程度が破壊しましたが、①千島海溝～日本海溝や③南海トラフ～南西諸島海溝では、全長が2000km程度あり、もし、それぞれの領域が一度に破壊することになれば、第3ステージの地震になることが予想されます。

次回は、今回、紹介しましたプレート境界地震の断層のイメージ【図3】にもとづく「拡張レシピ」の適用事例として、相模トラフの巨大地震と南海トラフの巨大地震の断層モデル、およびそれらの断層モデルを用いて予測された強震動を紹介したいと思います。

謝辞：【図1】は、参考文献 2) と 3) からの引用です。図の使用許可をいただきました入江紀嘉博士とドルジャパラム・サロル博士に、記してお礼を申し上げます。