近地強震記録を用いた平成28年(2016年)熊本地震の震源インバージョン解析

はじめに

2016年4月14日21時26分に熊本県熊本地方で発生した平成28年(2016年)熊本地震(Mj6.5; 気象庁)について、強震波形記録を用いた震源インバージョン解析を行った。

データ

図1に示す防災科学技術研究所のK-NET地表観測点6点、KiK-net地中観測点5点の計11観測点での強震加速度波形記録を積分して得た速度波形を用いた。これらの速度波形に 0.1-0.5Hzのバンドパスフィルタをかけ、5Hzにリサンプリングし、S波到達1秒前から10秒間を切り出し解析データとした。

断層面の設定と断層破壊過程のモデル化

F-netのモーメントテンソル逆解析の結果から走向211度、傾斜87度の断層面を設定し、走向方向の長さは12km、傾斜方向の幅は10kmとした。 破壊開始点は、Hi-netによる震源位置に基づき、北緯32.743度、東経130.806度、深さ12.6kmにおいた。
本解析ではマルチタイムウィンドウ線型波形インバージョン法(Olson and Apsel, 1982; Hartzell and Heaton, 1983)に基づき、断層破壊過程を時空間的に離散化した。 空間的には、断層面を長さ2km、幅2kmの小断層で、走向方向6個、傾斜方向5個に分割した。 時間的には、各小断層でのすべり時間関数を、破壊開始点から一定速度Vftwで広がる同心円が到達した時刻から、0.8秒幅のスムーズドランプ関数を0.4秒ずらして4個並べることにより表現した。これにより、各小断層からの要素波形(グリーン関数)を通じて、断層破壊過程と各観測点での波形は線型の方程式で結び付けられる。
各小断層からの要素波形は、一次元地下構造モデルを仮定し、離散化波数積分法(Bouchon, 1981)と反射・透過係数行列法(Kennett and Kerry, 1979)により点震源の波形を計算 し、小断層内部の破壊伝播の効果(Sekiguchi et al., 2002)を付加 して求めた。地下構造モデルは、藤原・他(2009)による三次元地下構造モデルの各観測点直下の情報を用いて観測点ごとに構築した。 KiK-net観測点については速度検層の情報も利用した。

波形インバージョン解析

各小断層の各タイムウィンドウでのすべり量を、観測波形と合成波形の差を最小とするように、最小二乗法を用いて求めた。 不等式拘束条件をつけた最小二乗法(Lawson and Hanson, 1974)を用いて、各小断層でのすべり方向の変化を、F-netメカニズム解のすべり角である-174度の±45度に収めた。また時空間的に近接するすべりを平滑化する拘束条件(Sekiguchi et al., 2000)を付加 した。

結果

図2に推定された最終すべり分布を示す。 図3に観測波形と理論波形の比較を示す。 図4に断層破壊の時間進展過程を示す。 図5に各小断層でのモーメント時間関数を示す。 Vftwは1.6km/s、最大すべり量は2.7m、断層面全体での地震モーメントは1.24×1018Nm(Mw6.0)である。破壊開始点付近で大きなすべりが見られる。

注:なお、本解析は暫定的なものであり、今後修正される可能性がある。
(文責:久保久彦、鈴木亘、青井真(防災科学技術研究所)、関口春子(京都大学防災研究所))

2016年4月15日公開

fig1

図1:観測点の分布及び断層面の地表投影。青三角がK-NET観測点、赤三角がKiK-net観測点を示す。 星印は震央を示す。

fig2

図2:断層面上の最終すべり分布。ベクトルは上盤のすべり方向とすべり量を示している。星印は破壊開始点を示す。

fig3

図3:観測波形(黒線)と理論波形(赤線)の比較。波形の右上にそれぞれの最大値を示す。

fig4

図4:破壊の時間進展過程。0.9秒ごとのすべり分布を示す。

fig5

図5:各小断層でのモーメント時間関数。星印は破壊開始点を示す。