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スロー地震（サイレント地震とも呼ばれる）は、典型的な地震のように数秒から数分ではなく、数時間から数ヶ月かけてエネルギーを放出する、断続的な地震のような現象です。長期ひずみ測定によって最初に検出された[ 1 ]スロー地震のほとんどは、流体の流れとそれに伴う微動を伴うことが分かっており[ 2 ] 、適切にフィルタリングされた地震計データ（通常は1～ 5Hz帯域）を使用して検出およびおおよその位置を特定できます 。つまり、通常の地震に比べれば静かですが、過去に説明されていたような「サイレント」ではありません[ 3 ] 。
スロー地震は、津波地震と混同してはならない。津波地震では、比較的遅い断層破壊速度によって、引き金となった地震の規模に比べて不釣り合いなほど大きな津波が発生する。津波地震では、断層破壊は通常よりもゆっくりと進行するが、エネルギー放出は他の地震とほぼ同じ時間スケールで起こる。
地震は、ある地域で徐々にストレスが増加する結果として発生し、岩石が耐えられる最大ストレスに達すると破壊が発生し、その結果生じる地震運動はシステムのせん断応力の低下に関連しています。地震は、システム内で破壊が発生すると地震波を発生させます。地震波は、水面上のさざ波のように地球を伝わることのできるさまざまな種類の波で構成されています。[ 4 ]ゆっくりとした地震を引き起こす原因は、数学モデルを使用して解析された縦方向のせん断亀裂の形成によって理論的にのみ調査されています。初期応力、滑り摩擦応力、および特定の破壊エネルギーのさまざまな分布がすべて考慮されています。初期応力から滑り摩擦応力を引いた値（初期亀裂に関して）が低く、特定の破壊エネルギーまたは地殻物質の強度（応力の量に対して）が高い場合、ゆっくりとした地震が定期的に発生します。[ 5 ] つまり、スロー地震は、アスペリティ制御の脆性破壊と延性破壊の中間にある、さまざまなスティックスリップおよびクリーププロセスによって引き起こされます。アスペリティとは、断層面に沿って存在する小さな隆起や突起のことです。これらは、特定の沈み込み帯（特に浅く傾斜しているもの – 南西日本、カスケード[ 6 ]チリ）の中間地殻レベルで最もよく記録されていますが、サンアンドレアス断層のような横ずれプレート境界や火山の斜面にある「巨大地滑り」正断層など、他のタイプの断層でも発生しているようです。[ 6 ]
断層活動は地球上のあらゆる場所で発生しており、収束断層、発散断層、トランスフォーム断層などがあり、通常はプレート境界で発生する。2013年現在最近、スロー地震の研究が行われている場所としては、カスケード地域[ 6 ]、カリフォルニア、日本、ニュージーランド、メキシコ、アラスカなどが挙げられる。スロー地震の発生場所は、通常の地震や高速地震の挙動に関する新たな知見をもたらす可能性がある。スロースリップやスロー地震に伴う微動の発生場所を観測することで、地震学者はシステムの広がりを決定し、研究対象地域で将来発生する地震を予測することができる。[ 4 ]
加藤照之は、さまざまな種類のスロー地震を特定している。[ 7 ]
低周波地震 (LFE) は、通常の地震よりもはるかに長い周期を持つ波形によって定義される地震イベントであり、スロー地震中に多く発生します。[ 8 ] LFE は、火山性、半火山性、または構造性の起源を持つ可能性がありますが、[ 9 ]ここでは構造性 LFE またはスロー地震中に発生する LFE のみを説明します。構造性 LFE は、一般的にマグニチュードが低く (M<3)、周波数が 1 ～ 3 Hz でピークに達するという特徴があります。[ 10 ]これらは沈み込み帯の非火山性微動の最大の構成要素であり、場合によっては唯一の構成要素です。[ 8 ]通常の地震とは対照的に、構造性 LFE は、スロースリップイベント (SSE) と呼ばれる沈み込み境界での長期間の滑りイベント (場合によっては数週間まで) 中に主に発生します。[ 11 ] [ 12 ]沈み込み帯でこれらの地震が発生するメカニズムは、プレート境界の遷移セグメントに沿った逆断層方向の滑りです。[ 13 ] LFE は非常に敏感な地震イベントであり、潮汐力や遠方の地震からの伝播波によって誘発される可能性があります。[ 8 ] LFE の震源は、巨大逆断層地震の発生源領域である地震発生帯から下方に位置しています。 [ 14 ] SSE の間、LFE の焦点は、主要なせん断滑り前線と連動して、沈み込み境界に沿って走向に沿って移動します。[ 8 ]
低周波地震の発生深度は、沈み込み帯によって約 20 ～ 45 キロメートルの範囲であり、カリフォルニアの横ずれ断層ではより浅い深度で発生している。[ 15 ]北米西海岸や日本の東部のような「温暖な」沈み込み帯では、この深度はプレート境界の固着滑り区間と安定滑り区間の間の遷移または過渡滑り帯に相当する。[ 16 ]遷移帯は、大陸のモホロビチッチ不連続面とほぼ一致する深度に位置している。[ 8 ]カスケード沈み込み帯では、LFE の分布は地殻間地震イベントとほぼ平行な面を形成するが、傾斜方向に 5 ～ 10 キロメートルずれており、LFE がプレート境界で発生している証拠となっている。
低周波地震は活発な研究分野であり、より大きな規模の地震の重要な地震指標となる可能性がある。[ 8 ]スロースリップイベントとその対応するLFE信号が記録されて以来、巨大地震を伴うものはなかったが、SSEは沈み込むプレートと上盤プレートの間のロックされた区間を傾斜方向の動きに対応させることで、地震発生帯の応力を増加させる働きをする。[ 17 ] [ 8 ]いくつかの計算では、スロースリップイベント中に大きな地震が発生する確率は、背景確率の30～100倍であることがわかる。[ 17 ] LFEが予兆する可能性のある地震ハザードを理解することは、LFEの研究の主な理由の1つである。さらに、LFEは、その分布がモホロビチッチ不連続面付近の深部プレート接触を正確にマッピングするため、沈み込み帯のトモグラフィーイメージングに役立つ。[ 18 ] [ 19 ]
低周波地震は、気象庁が地震カタログで LFE の地震シグネチャを区別し始めた 1999 年に初めて分類されました。沈み込み帯での LFE の発見と理解は、これらのイベントの地震シグネチャが火山から離れた場所で見つかったという事実に一部起因しています。[ 20 ]発見される前は、このタイプの微動イベントは主に火山活動に関連しており、微動は流動するマグマ流体の部分的な結合によって発生していました。[ 20 ]日本の研究者は 2002 年に沈み込むフィリピン海プレートの上部付近で「低周波連続微動」を初めて検出しました。 [ 21 ] [ 20 ]当初、この地震データを脱水誘発微動と解釈した後、2007 年に研究者は、データに多くの LFE 波形、つまり LFE 群集が含まれていることを発見しました。[ 11 ] 2007 年以前は、微動と LFE はしばしば同時に発生する別々のイベントであると考えられていましたが、現在では LFE が構造微動を形成する最大の構成要素であることが知られています。 [ 11 ] LFEと SSE は、北米西部、日本、メキシコ、コスタリカ、ニュージーランドの沈み込み帯、およびカリフォルニアの浅い横ずれ断層で頻繁に観測されています。 [ 8 ]
低周波地震は、通常の地震と同じ地震特性を示しません。これは、明確な衝撃的な実体波がないためです。LFE からの P 波の到達振幅は非常に小さいため、検出が困難な場合が多く、気象庁が最初にこの独特な地震のクラスを区別したときは、主に出現する S 波の到達を検出することによってでした。[ 16 ]このため、従来の手法を使用して LFE を検出することはほぼ不可能です。重要な地震識別子がないにもかかわらず、LFE は高度な地震相関法を使用して、低い信号対雑音比 (SNR) 閾値で検出できます。LFE を識別する最も一般的な方法は、確認された LFE 波形から構築されたテンプレートと地震記録を相関させることです。[ 10 ] [ 12 ] [ 8 ] LFE は非常に微妙なイベントであり、振幅が背景雑音に埋もれてしまうことが多いため、SNR を低減するために類似の LFE 波形を重ねてテンプレートを作成します。ノイズは、地震記録から比較的きれいな波形を探索できる程度に低減され、相関係数が十分に高いと判断された場合にLFEが検出されます。[ 12 ] LFEおよび一般的に地震の原因となる滑り方向の決定は、P波初動法によって行われます。LFE P波は、検出に成功すると、圧縮応力を示す初動を持ち、逆断層滑りがその発生の原因であることを示しています。[ 13 ]ただし、LFE波形から高品質のP波データを抽出することは非常に困難であり、さらに正確な震源深度の決定にとって重要です。高品質のP波到達の検出は、高感度地震モニタリングネットワークの展開のおかげで最近実現しました。LFEの発生深度は、一般的にP波到達によって決定されますが、沈み込むプレートの形状に対してLFE震央をマッピングすることによっても決定されています。[ 10 ]この方法では、観測された LFE がプレート境界で発生したのか、沈み込むスラブ自体で発生したのかを区別できないため、震源が正確にどこにあるかを判断するには、追加の地球物理学的分析が必要です。どちらの方法でも、LFE は実際にプレート接触で発生することがわかります。[ 22 ] [ 13 ] [ 10 ]
カスケード沈み込み帯は、北カリフォルニアからバンクーバー島のほぼ中間地点まで広がっており、ファンデフカプレート、エクスプローラープレート、ゴルダプレートが北アメリカプレートに覆いかぶさっている場所です。カスケード沈み込み帯では、低周波地震は主に地震発生帯の沈み込み帯より下側のプレート境界で観測されます。[ 23 ] [ 10 ]沈み込み帯の南側、北緯40度から41.8度の緯度では、低周波地震は28～47キロメートルの深さで発生しますが、[ 15 ]バンクーバー島付近のさらに北では、その範囲は約25～37キロメートルに縮小します。[ 10 ]この沈み込み帯の深さ部分は、断続的な滑り挙動のため、一部の著者によって「一時的滑り」または「遷移」ゾーンに分類されており[ 16 ]、それぞれ「ロックゾーン」と「安定滑りゾーン」によって、沈み込み帯の上側と下側が区切られています。カスケードの一時的な滑りセクションは、高い Vp/Vs 比 (P 波速度を S 波速度で割った値) によって特徴付けられ、低速度帯 (LVZ) と指定されています。[ 10 ] [ 23 ]さらに、LVZ は遠地地震波の観測によって決定された高いポアソン比を持っています。 [ 22 ] LVZ を定義するこれらの地震特性は、高い間隙流体圧力を持つ沈み込むスラブの過剰圧力領域として解釈されています。[ 15 ] [ 22 ]沈み込み界面における水の存在とそれが LFE の発生に関係していることは完全には理解されていませんが、岩石接触部の加水分解による弱化が重要であると考えられます。[ 8 ]
カスケード沈み込み帯の浅い部分（ 深さ25km未満）では、巨大地震（M>8）が繰り返し観測されているが[ 24 ] 、最近では、地震発生帯のより深い部分、つまり沈み込み帯の下方で低周波地震が発生していることが発見されている。カスケードにおける低周波地震の最初の兆候は、1999年に沈み込み境界で発生した非地震イベントで発見された。このイベントでは、ブリティッシュコロンビア州の全地球測位システム（GPS） [ 24 ]の観測地点で記録されたように、上盤側の北米プレートが数週間かけて南西方向に2センチメートル滑った。この見かけ上のゆっくりとした滑りイベントは、50×300キロメートルの範囲で発生し、約35日間かかった。研究者らは、このようなイベントで放出されるエネルギーはマグニチュード6～7の地震に相当すると推定したが、有意な地震信号は検出されなかった。[ 24 ]このイベントの非地震性から、観測者は滑りが深部での延性変形によって媒介されたと結論付けた。[ 24 ] GPS 記録をさらに分析した結果、これらの逆滑りイベントは 13 ～ 16 か月間隔で繰り返され、いずれの GPS ステーションでも 2 ～ 4 週間続くことがわかった。[ 25 ]その後まもなく、地球物理学者はこれらのスロー スリップ イベントから地震シグネチャを抽出し、それらが微動に似ていることを発見し[ 26 ]、この現象をエピソード的微動および滑り(ETS) に分類した。処理技術の改善と LFE が微動の一部を形成するという発見により[ 11 ] 、低周波地震はカスケードの地震発生帯の傾斜下方のプレート境界でよく見られる現象として広く認識されるようになった。
カスケード沈み込み帯の低周波の微動は潮汐荷重と強く関連している。[ 27 ]カスケードでの多くの研究では、低周波地震信号のピークが潮汐せん断応力率のピークと同位相から潮汐せん断応力のピークと同位相に交互に現れることが分かっており、[ 28 ] LFEは海面の変化によって変調されることを示唆している。したがって、LFEの原因となるせん断滑りイベントは、数キロパスカルの範囲の圧力変化に非常に敏感である。
LFEの発見は、南海トラフで日本に始まり、 1995年の神戸地震後の全国的な地震学研究の協力が一因となっている。日本の低周波地震は、フィリピン海プレートが四国近くの南海トラフで沈み込む沈み込み帯で最初に観測された。研究者らが観測した低周波の連続的な微動は、当初、沈み込むプレートの脱水反応の結果であると解釈された。[ 21 ]これらの微動の発生源は平均約30キロメートルの深さにあり、沈み込み界面の走向に沿って600キロメートルにわたって分布していた。[ 20 ]カスケードと同様に、これらの低周波微動は、約6か月の再発間隔を持つスロースリップイベントとともに発生した。[ 29 ]後にLFEが微動を形成することが発見され[ 11 ]、日本の沈み込み帯でLFEが広く存在することを確認しました。LFEは広く観測されており、SSEの結果として発生すると考えられています。
日本のLFEの分布は、北にある太平洋プレートではなく、フィリピン海プレートの沈み込みを中心としている。 [ 18 ]これは、2つのプレートの沈み込み形状の違いによるものと考えられる。南海トラフのフィリピン海プレートは、日本海溝の太平洋プレートよりも全体的に浅い角度で沈み込んでいるため、[ 30 ]日本海溝はSSEやLFEの発生に適していない。日本のLFEの震源は、地震発生帯より下方にある遷移帯の最深部付近に位置している。[ 18 ]熱的方法によって決定された、日本の東海付近の地震発生帯の深さの推定値は8～22キロメートルである。[ 31 ]さらに、東海ではLFEが450～500℃の温度範囲で発生しており 、温度が日本のLFEの発生に重要な役割を果たしている可能性があることを示している。[ 31 ]
超低周波地震 (VLF) は、継続時間と周期の点で異なる低周波地震のサブカテゴリとみなすことができます。VLF のマグニチュードは約 3 ～ 3.5、継続時間は約 20 秒で、[ 8 ]さらに低周波エネルギー (0.03 ～ 0.02 Hz) が豊富に含まれています。[ 32 ] VLF は主に LFE と共に発生しますが、その逆は真ではありません。VLF が検出されている沈み込み帯の主な環境は 2 つあり、1) 海上の付加体プリズム内と 2) 地震発生帯の傾斜方向下のプレート境界です。これら 2 つの環境は深さがかなり異なるため、それぞれ浅部 VLF と深部 VLF と呼ばれています。[ 8 ] LFE と同様に、超低周波地震は ETS イベント中に走向に沿って移動します。[ 32 ] VLFは、北米西部のカスケード沈み込み帯[ 33 ]だけでなく、日本の南海トラフと琉球海溝[ 34 ]でも発見されている。
VLFはLFEと同様に逆断層メカニズムによって発生する[ 35 ] 。
スロースリップイベント（SSE）は、沈み込み帯の境界面で発生する長期間続くせん断すべりイベントであり、スロー地震の発生に関与する物理プロセスです。これらは数週間続くこともあるゆっくりとした逆断層方向の変位エピソードであり、そのため「スロー」と呼ばれています。[ 8 ]多くの場合、スロースリップイベントの再発間隔は著しく周期的で、地殻変動を伴うため、地震学者はこれをエピソード的微動すべり（ETS）と呼んでいます。カスケードでは、SSEの再発周期は約14.5か月ですが、沈み込み帯の縁に沿って変化します。[ 36 ]日本の南西部の四国地方では、地殻傾斜の変化によって決定される約6か月と間隔が短くなっています。[ 29 ]東海SSEのように、2000年中頃から2003年まで続いたように、数年を超える期間続くSSEもあります。 [ 37 ]
カスケードの低速地震では、スロースリップイベントの変位の軌跡が沈み込み帯の境界に沿って1日あたり5～10キロメートルの速度で伝播し、[ 38 ]この伝播が低速地震と微動の同様の移動の原因となっている。
スロー地震は断続的（プレート運動に相対的）であり、そのためある程度予測可能であり、文献では「断続的微動と滑り」または「ETS」と呼ばれる現象である。ETSイベントは数週間続くことがあるが、「通常の地震」は数秒で発生する。世界各地で発生したいくつかのスロー地震イベントは、浅い地殻で大きな被害をもたらす地震を引き起こしたようだ（例：2001年ニスコーリー、1995年アントファガスタ）。逆に、大きな地震は、より深い地殻とマントルで「地震後クリープ」を引き起こす。[ 39 ]
ニュージーランドの首都ウェリントンの地下では、5年ごとに1年間続くこの種の地震が発生する。2003年に初めて観測され、2008年と2013年にも再発している。[ 40 ]毎回約1年間続き、マグニチュード7の地震に匹敵するエネルギーを放出する。