はじめに
2024年8月8日日向灘の地震（Mj7.1; 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観測点10点、KiK-net地中観測点4点の計14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0.05～0.5Hzのバンドパスフィルタをかけ、5Hzにリサンプリングして、S波到達0.5秒前から25秒間を切り出し解析データとした。
断層面の設定
F-netのモーメントテンソル逆解析の結果から走向219度、傾斜19度の断層面を設定し、走向方向の長さは33km、傾斜方向の幅は30kmとした。破壊開始点は、Hi-net震源に基づき、北緯31.7382度、東経131.7232度、深さ31.22kmにおいた。
断層破壊過程のモデル化
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3km、幅3kmの小断層で、走向方向11個、傾斜方向10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、1.2秒幅のスムーズドランプ関数を0.6秒ずらして8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。
グリーン関数の計算
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た。小断層内部の破壊伝播の効果に関しては、小断層内に25個の点震源（走向方向、傾斜方向それぞれ5列）を分布させることにより付加した。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 MT解のすべり角である99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。平滑化の強さはABIC（Akaike, 1980）を基準に決定し、Vftwは残差を最小とするもの（2.4 km/s）を選んだ。
結果
図2に推定された最終すべり分布を示す。
図3に最終すべり分布の地表投影を示す。
図4に断層破壊の時間進展過程を示す。
図5に観測波形と理論波形の比較を示す。
最大すべり量は4.2 m、断層面全体での地震モーメントは6.2×1019 Nm（Mw 7.1）である。大きなすべりは震源より南西側の領域に見られた。余震活動が活発であった領域と主な滑り領域は重ならなかった。また地震発生から3.0-9.0秒後に大すべり領域において主たる破壊が生じていたことが分かる。
注：本研究の詳細はShibata et al. (2025a) をご参照ください。また、本研究はShibata et al. (2025b, GRL, in press)に掲載予定です。
（文責：柴田律也、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））
