【地震波の基礎】

4.1.2 地震の波形（その１） (a) (b) 図4.1.2-1 東北大学の津山観測点（宮城県）で観測された地震波形記録：(a)近地で起きたM=4.1の地震，(b)1999年台湾集集地震（M=7.6） 　図4.1.2-1に地震の波形記録を２つ例示する。いずれも、広帯域地震計の記録にフィルター処理を加えて見やすくしたもので、縦軸は速度振幅になっている。上から順に、東西動、南北動、上下動の記録で、図の上方向が地動の東、北、上である。時間のスケールは、(a)では１刻み１秒、(b)では1刻み1分となっている。 　図4.1.2-1(a)は、震源距離100km弱で起きた、深さ45km、Ｍ=4.1の地震の記録である。波形は比較的に単純で、Ｐ波とＳ波（正確には直達Ｐ、Ｓ波）の到着を明瞭に読み取ることができる。この図からも分かるように、一般にＰ波よりＳ波の方が大振幅となる。また、Ｐ波は上下動で、Ｓ波は水平動で振幅が大きく、その到着が明瞭である。 　Ｐ波初動の立ちあがり方向を見ると、東・北・下となっている。つまり、Ｐ波の初動は引き波で、北東方向から入射してきたことになる。従って、震源は観測点の北東方向である。また、S-P時間から震源距離が80km程度と概算される（3.3.2参照）。このように、たった１点の記録からでも、震源のおおよその位置を推定することができる。 　Ｐ波、Ｓ波ともに、その後に長時間振動が続いている。これを地震波の「コーダ」（尾部）と呼ぶ。コーダは主に、地震波の散乱によるものである。散乱は、地球内部が不均質なために生じる。遠方で散乱された波は長い距離を通過してくるので、観測点への到着が直達波よりも遅れる結果となる。逆に、コーダ波の性質から、地球内部の不均質性を調べることができる。これについては第II部に詳しい解説がある。 　図4.1.2-1(a)は、震源距離100km弱で起きた、深さ45km、Ｍ=4.1の地震の記録である。波形は比較的に単純で、Ｐ波とＳ波（正確には直達Ｐ、Ｓ波）の到着を明瞭に読み取ることができる。この図からも分かるように、一般にＰ波よりＳ波の方が大振幅となる。また、Ｐ波は上下動で、Ｓ波は水平動で振幅が大きく、その到着が明瞭である。 　Ｐ波初動の立ちあがり方向を見ると、東・北・下となっている。つまり、Ｐ波の初動は引

第５章 近地地震のコーダ波 5.1 コーダ波の観測 図5.1-1 微小地震の速度波形記録：上段は原記録.中段はRMSエンベロープ.下段はMSエンベロープ 　地震の波形は、主として観測点に最初に到着するP波とこれに続いて到着する振幅の大きなＳ波から構成される。一般にＳ波の方がP波の方よりも振幅が大きいのは、地震の震源が断層運動であるということに原因がある。これらの波動は、地震の震源が断層運動であるということに基づいて、地震計の上下動や水平動成分への現れ方やその振幅の大きさをかなり正確に予測することができる様になってきている（４章参照）。地震の震源が浅い場合や観測点が厚い堆積層に覆われている場合、例えば東京の下町などでは、Ｓ波に続いて大きな振幅の表面波が観測されることが多い。しかし１Hzよりも高い周波数の地震波形を調べる場合には、とりあえず表面波の存在は意識しなくて良い。 　図5.1-1は、速度型地震計水平動成分による微小地震の記録である。直達Ｓ波の後ろには、かなり振幅が大きく一見ランダムな位相を持った波群が、かなり長い時間に渡って続いている。この地震記録にあらわれる波群をコーダ波(Coda waves)、又はＳコーダ波 (S coda waves)と呼ぶ。研究の初期の頃はＳ波よりもずっと後ろの微動に隠れる直前あたりの部分を指していた(この語源は音楽用語である)が、研究の進展とともに現代では直達Ｓ波の後ろの波群全てを指す様に使われている。直達Ｐ波とＳ波の間にも、やはりランダムな波群が続いており、これらはＰコーダ波 (P coda waves)と呼ばれる。位相を無視して、その波形のエンベロープ（包絡形状）に注目することが多いので、実際の解析ではその自乗平均振幅(MS)のトレースやその平方根(RMS)のトレースを作って、その形状の特徴を調べることが多い　(図5.1-1中段と下段参照) 　図5.1-1は、速度型地震計水平動成分による微小地震の記録である。直達Ｓ波の後ろには、かなり振幅が大きく一見ランダムな位相を持った波群が、かなり長い時間に渡って続いている。この地震記録にあらわれる波群をコーダ波(Coda waves)、又はＳコーダ波 (S coda waves)と呼ぶ。研究の初期の頃はＳ波よりもずっと後ろの微動に隠れる直前あたりの部分