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地震学では、地震破壊とは、地震の際に地殻内で発生するすべりの範囲を指します。地震は、地滑り、火山のマグマの移動、新しい断層の形成、または最も一般的な既存の断層のすべりなど、さまざまな理由で発生します。[1]
核形成
構造性地震は、断層面の一点での最初の破壊によって始まり、この過程は核形成と呼ばれる。核形成帯の規模は不明であるが、最小の地震の破壊寸法などの証拠から100 m未満であることが示唆されている一方、一部の地震の低周波スペクトルで明らかになったゆっくりとした成分などの他の証拠から、核形成帯はそれよりも大きいことが示唆されている。[2]核形成に何らかの準備プロセスが関与している可能性は、地震の約40%に前震が先行するという観察によって裏付けられている。しかし、1950年のM8.6のインド・中国地震[3]など、一部の大地震には前震がなく、前震が単に応力変化を引き起こすだけなのか、それとも本震の領域で応力が増大した結果にすぎないのかは不明である。 [4]
一旦破壊が始まると、それは断層面に沿って伝播し始める。このプロセスのメカニズムは、実験室で高い滑り速度を再現することが難しいため、十分に理解されていない。また、強い地動の影響により、核形成帯に近い情報を記録することは非常に困難である。[2]
伝搬
核形成に続いて、破壊は震源から断層面に沿って全方向に伝播する。新しい破壊面を形成するのに十分なひずみエネルギーが蓄積されている限り、伝播は続く。破壊は全方向に伝播し始めるが、多くの場合一方向となり、伝播のほとんどは主に水平方向となる。震源の深さ、地震の規模、断層がそこまで伸びているかどうかによって、破壊は地表に達し、表面破壊を形成する場合がある。破壊は断層面に沿って伝播し、多くの場合、地震発生層の基部に達し、その下では変形がより延性の性質を示し始める。[2]
伝播は単一の断層で起こることもあるが、多くの場合、破壊は1つの断層で始まり、その後別の断層に飛び移り、時には繰り返して起こる。2002年のデナリ地震は逆断層であるスツィナ氷河逆断層で始まり、伝播の大部分をデナリ断層に飛び移り、最終的に再びトッチンダ断層に飛び移った。 2016年のカイコウラ地震の破壊は特に複雑で、少なくとも21の別々の断層で地表破壊が観測された。[5]
終了
いくつかの破壊は、単に十分な蓄積エネルギーを使い果たしてしまい、それ以上の伝播を妨げてしまう。[2]これは、断層の別の部分で以前に地震が発生したために応力が緩和された結果か、次のセグメントが非地震性クリープによって移動し、応力が破壊の伝播を支えるのに十分なほど蓄積されないためである可能性がある。他の場合には、伝播に対する永続的な障壁の強力な証拠があり、地震のマグニチュードの上限を与える。破壊の長さは地震のマグニチュードと相関しており、マグニチュード5～6の地震では1桁キロメートルから、より強い地震（マグニチュード7～9）では数百キロメートルまで変化するが、相関は正確ではなく、外れ値も存在する。[6]
速度
ほとんどの破壊はせん断波速度の 0.5～0.7 の範囲の速度で伝播しますが、それよりも大幅に速いか遅い破壊はごくわずかです。
通常の伝播の上限はレイリー波の速度で、せん断波速度の 0.92 で、通常は約 3.5 km/秒です。いくつかの地震の観測では、破壊が S 波速度とP 波速度の間の速度で伝播する可能性があることが示されています。これらの超せん断地震はすべて、横ずれ運動に関連しています。破壊はレイリー波の限界を超えて加速できないため、受け入れられているメカニズムは、超せん断破壊は、伝播する主破壊の先端の高応力ゾーンにある別の「娘」破壊から始まるというものです。[7]観測されたすべての例では、破壊が 1 つの断層セグメントから別の断層セグメントにジャンプするポイントで超せん断への遷移の証拠を示しています。
通常よりも遅い破壊伝播は、断層帯に比較的機械的に弱い物質が存在することに関連している。これは特に、破壊速度が約1.0 km/秒である一部の巨大地震に当てはまる。これらの津波地震は、エネルギー放出のほとんどが通常の地震よりも低い周波数で発生し、沿岸住民に津波の危険を警告するような地震波活動のピークがないため危険である。通常、このようなイベントの表面波マグニチュードは、より長い波長のエネルギー放出を捉えないため、モーメントマグニチュードよりもはるかに小さい。 [8] 1896年の三陸地震はほとんど注目されなかったが、それに伴う津波で22,000人以上が死亡した。
非常にゆっくりとした破壊が数時間から数週間のタイムスケールで発生し、スロー地震を引き起こします。これらの非常にゆっくりとした破壊は、同じ巨大断層で通常の地震破壊が発生する固着帯よりも深いところで発生します。[9]
参照
参考文献
- ^ スティーブン・マーシャク『地球：惑星の肖像』（ニューヨーク：WWノートン＆カンパニー、2001年）：305-6ページ。
- ^ abcd 米国国立研究会議（米国）。地震科学委員会（2003 年）。「5. 地震物理学と断層系科学」。活動的な地球に生きる：地震科学の展望。ワシントン DC：全米科学アカデミー出版。p. 418。ISBN 978-0-309-06562-7. 2010年7月8日閲覧。
- ^ カヤル、JR (2008)。南アジアの微小地震地震学と地震地殻変動学。スプリンガー。 p. 15.ISBN 978-1-4020-8179-8. 2010年11月29日閲覧。
- ^ 前田 健 (1999)。「スタッキング法による前震の時間分布」。Wyss M.、Shimazaki K.、Ito A. (編)。地震活動パターン、その統計的意義と物理的意味。Pageoph Topical Volumes からの転載。Birkhäuser。pp. 381–394。ISBN 978-3-7643-6209-6. 2010年11月29日閲覧。
- ^ スターリング MW、リッチフィールド NJ、ヴィラモア P、ヴァン ディッセン RJ、ニコル A、ペッティンガ J、バーンズ P、ラングリッジ RM、リトル T、バレル DJA、マウントジョイ J、リース WF、ローランド J、フェントン C、ハムリング I、アッシャー C、バリアー A、ベンソン A、ビショフ A、ボレラ、カーネ R、コクラン UA、コックロフト M、コックス SC、デューク G、フェントン F、ガストン C、グリムショー C、ヘイル D、ホール B、ハオ KX、ハテム A、ヘンプヒル-ヘイリー M、ヘロン DW、ハワース J、ジュニパー Z、ケイン T、カース J、カハビ N、ラマルシェ G、ローソン S、ルコビッチ B、マドゥゴ C、マノウサキス I、マッコール S、ノーブル D、ペドリー K、ザウアー K、スタール T、ストロング DT、 Townsend DB、Toy V、Villeneuve M、Wandres A、Williams J、Woelz S、およびR. Zinke (2017)。「Mw 7.8 2016年カイコウラ地震」( PDF )。ニュージーランド地震工学会誌。50 (2): 73–84。doi :10.5459/bnzsee.50.2.73-84。
{{cite journal}}: CS1 maint: 複数の名前: 著者リスト (リンク) - ^ Mark, RK; Bonilla, Manuel G. (1977). 「BonillaとBuchananの1970年のデータを使用した地震のマグニチュードと地表断層の長さの回帰分析」（PDF）。カリフォルニア州メンロパーク：DEPARTMENT OF THE INTERIOR GEOLOGICAL SURVEY 。 2023年2月14日閲覧。
- ^ Rosakis, AJ; Xia, K.; Lykotrafitis, G.; Kanamori, H. (2009). 「摩擦界面における動的せん断破壊: 速度、方向性、モード」。Kanamori H. & Schubert G. (編)。地震学。地球物理学論文集。第 4 巻。Elsevier。pp . 11–20。doi :10.1016 / B978-0-444-53802-4.00072-5。ISBN 9780444534637。
- ^ Bryant, E. (2008). 「5. 地震による津波」.津波: 過小評価されている危険(第 2 版). Springer. pp. 129–138. ISBN 978-3-540-74273-9. 2011年7月19日閲覧。
- ^ Quezada-Reyes A. 「低速地震: 概要」(PDF) 。2018 年11 月 1 日に取得。