10 －３ 九州・沖縄地方の地殻変動
Crustal Movements in the Kyushu and Okinawa Districts
国土地理院
Geospatial Information Authority of Japan［日向灘の SSE］
第 1 ～ 6 図は，日向灘で繰り返し発生したスロースリップイベントに関する資料である．
第 1 図図１は，GEONET の宮崎，P 油津，北郷（きたごう）の各観測点での南北成分の変位時
系列グラフである．これらの点では，2005 年以降，ほぼ停止の時期と南への変位時期が繰り返し見られる．1 回の変位イベントの継続時間は半年～ 1 年程度，発生周期は 2 年程度である．
第 2 図図２は，南への変位が見られない時期（2008 年 2 月～ 2009 年 5 月）を定常変動とし，定常変動からのずれ（非定常地殻変動）を変位イベント時期，定常変動時期のそれぞれについて求めたものである．図２下の段の非定常地殻変動は，宮崎市のやや北を中心として南北に開くような変位を示し，内陸側の観測点は東向きの変位を示す．2005 年以降の 3 回のイベントでほぼ同じ空間分布を示し，やや深い高角の逆断層運動を示唆している．一様すべりの矩形断層を仮定してインバー
ジョンを行うと，いずれの変位イベントでもプレート境界面に近い位置に推定されることから，プ
レート境界面で同様のすべりが繰り返し発生している可能性が高いと考えられる．
第 3 図図３は，プレート境界面上のすべりの時間変化を推定した結果である．すべりは深さ 20～ 60km で発生し，最大すべり量は 10cm 程度と推定された．変位イベント時のみすべりが見られ，すべり域は 3 回の変位イベントでほぼ同じ位置・変位量となっている．したがって，プレート境界
面上の同じ領域でスロースリップと固着を繰り返していると考えられる．
第 4 図図４は，1996 年 10 月 (M6.9)，12 月 (M6.7) の地震後の余効すべり域とスロースリップ域を比較したもので，スロースリップ域が余効すべり域の深部側とほぼ重なることがわかった．このことは，余効すべり域でスロースリップが発生し得ることを示している．
［霧島山新燃岳噴火による周囲での応力変化 Δ CFF］
第 5 ～ 6 図は，2011 年 1 月 26 日以降の霧島山新燃岳の噴火に伴う応力変化Δ CFF である．変
動源として，地殻変動から推定されている霧島山北西での球状圧力源の収縮を仮定し，受け手の地
震のメカニズム解は，1997 年の鹿児島県北西部の地震などに代表されるほぼ東西走向の左横ずれ
断層のすべりを想定した．霧島山の収縮により北西部及び南東部での地震活動が促進されると考え
られる．
参

考

文

献

１）	国土地理院，2004，中国・四国・九州地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，71，680-694．
２）	国土地理院，2004，中国・四国・九州地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，72，552-574．
３）	国土地理院，2005，中国・四国・九州地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，73，569-574．
４）	国土地理院，2005，中国・四国・九州地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，74，409-439．
５）	国土地理院，2005，地殻変動統合解析による福岡県西方沖の地震のすべり分布，地震予知連絡会会報，74，494-497．

－ 570 －

６）	国土地理院，2006，四国・九州地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，75，509-516．
７）		国土地理院，2006，沖縄地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，75，566-580．
８）		国土地理院，2006，九州・沖縄地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，76，578-585．
９）		国土地理院，2007，中国・九州地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，77，413-421．
10）		国土地理院，2007，九州・沖縄地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，78，561-567．
11）		国土地理院，2008，九州・沖縄地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，79，608-610．
12）		国土地理院，2008，九州・沖縄地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，80，497-499．
13）		国土地理院，2009，九州・沖縄地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，82，423-428．
14）		国土地理院，2010，九州・沖縄地方の地殻変動，地震予知連絡会会報，83，509-510．

－ 571 －

5

1
1996

GEONET

1

2005

1

1

2

34°
30 km

33°

(950462)32°(021088)(950483)(02P211)

31°

129°

図１

130°

131°

132°

宮崎周辺の観測点の南北成分の変位（基準：福江）．

第１図 日向灘で繰り返し発生するスロースリップイベント (1/4)
Fig. 1 Slow slip events in Hyuganada (1/4).

－ 572 －

8

5

2

2009

5

3

図２ 非定常変動ベクトル図（基準：福江 (950462)）．
①2004 年 1 月～ 2005 年 1 月，②2005 年 4 月～ 2006 年 1 月，③2006 年 1 月～ 2006 年 12 月，④2006 年 12 月～ 2008 年 1 月，
⑤2008 年 1 月～ 2009 年 1 月，⑥2009 年 1 月～ 2010 年 1 月．
定常時期（①，③，⑤）には変動は見られないが，変位イベント時期（②，④，⑥）には宮崎市のやや北を中心として南北に開くような変位が見られ，内陸側の観測点は東向きの変位を示す．

第２図 日向灘で繰り返し発生するスロースリップイベント (2/4)
Fig. 2 Slow slip events in Hyuganada (2/4).

－ 573 －

Ozawa et al., 2007
20

60km

10cm

3

図３ 推定されたすべり分布．コンター間隔は 4cm．①2004 年 1 月～ 2005 年 1 月，
②2005 年 1 月～ 2006 年 1 月，③2006 年 1 月～ 2007 年 1 月，
④2007 年 1 月～ 2008 年 1 月，
⑤2008 年 1 月～ 2009 年 1 月，
⑥2009 年 1 月～ 2010 年 7 月．
2005 年以降の 3 回のイベントで，ほぼ同じ領域で同程度のすべりが推定されている．すべりは深さ 20 ～ 60km で発生し，最大すべり量は 10cm 程度．

第３図 日向灘で繰り返し発生するスロースリップイベント (3/4)
Fig. 3 Slow slip events in Hyuganada (3/4).

－ 574 －

1996

10

(M6.9)

12(M6.7)

1

図４ 1996 年 12 月以降の余効すべり域とスロースリップ域の比較．(a)1996 年 12 月～ 2004 年 1 月までの余効すべり域．コンター
間隔は 20cm，(b)(a) に 2007 年のイベント（図３④）での 4cm 以上のすべり域（赤色）を重ねて表示．スロースリップ域が余効すべり域の深部側とほぼ重なる．

20 60km

10cm
2

1996

10

1

12

2005

1996

Ozawa, S., H. Suito, T. Imakiire, and M. Murakami, Spatiotemporal evolution of aseismic interplate
slip between 1996 and 1998 and between 2002 and 2004, in Bungo channel, southwest Japan, J.
Geophys. Res., 112, B05409, doi:10.1029/2006JB004643, 2007.
Yagi, Y., M. Kikuchi, and T. Sagiya, Co-seismic slip, post-seismic slip, and aftershocks associatedwith two large earthquakes in 1996 in Hyuga-nada, Japan, Earth Planets Space, 53, 793–803,
2001.
第４図 日向灘で繰り返し発生するスロースリップイベント (4/4)
Fig. 4 Slow slip events in Hyuganada (4/4).

－ 575 －

霧島山の変動源による周囲での応力変化(ΔCFF）

霧島山の変動源による周囲での応力変化(ΔCFF）

2011年1月26日以降の霧島山新燃岳の噴火に伴い広域の地殻変動が観測されており，霧島山西部の球状圧力源の収縮モデルが提案されている（国土地理院, 2011）．霧島山周辺では，過去に1968年えびの地震(M6.1)などの被害地震が発生していることや，火山活動によって周囲で地震活動が誘発されたと考えられる事例（例えば，1914年桜島大正噴火とM7.1の地震）は多いことから，周辺域でのクーロン応力変化を計算した．
受け手の地震のメカニズム解は，1997年の鹿児島県北西部の地震などに代表されるほぼ東西走向の
左横ずれのすべりを想定した．なお，この地域では，GPSデータ等に基づき霧島山南麓を東西に横断する剪断帯が提案されている(Takayama and Yoshida, 2007; Wallace et al., 2009)ので，この剪断
帯の鉛直断面における応力変化も計算した．なお，摩擦係数は0.4を用いている．
計算結果によると，霧島山の収縮により北西部及び南東部でのクーロン応力が増加し，地震活動が促進されると考えられる．この領域には，えびの地震の震源域も含まれる．なお，2009年12月から
2011年1月までは，噴火に伴う収縮量を上回る膨張が観測されていたため，2009年以降のトータルの応力変化は，ここで示した計算結果と逆符号になる．

霧島山の収縮により北西部及び南東部での地震活動が促進されると考えられる．

計算に用いた霧島山の収縮源（球状圧力源，茂木モデル）
31.941ºN 130.826ºE 深さ6.7km 体積変化量 -12.0×106m3

霧島山の収縮源による深さ10kmでのΔCFF

32.4˚

参考文献：
Takayama, H., and A. Yoshida (2007), Crustal deformation in Kyushu derived from GEONET
data, J. Geophys. Res., 112, B06413, doi:10.1029/2006JB004690.
Wallace, L.M., S. Ellis, K. Miyao, S. Miura, J. Beavan, and J. Goto (2009), Enigmatic,
highly active left-lateral shear zone in southwest Japan explained by aseismic ridge
collision,Geology, 37(2), 143-146.

水平変位速度（期間：2003/4/1−2007/3/31）

地震活動(気象庁一元化震源
1923/1-2010/8,M>2,深さ<30km)

32.2˚
1968年えびの地震(M6.1)

A

32˚

固定局：芦北(950468)

0

霧島山の収縮源
2
−0.

32.4˚

0

31.8˚
固定局

.

B

想定した受け手のメカニズム解(赤節面）
t

32.2˚

10 km

31.6˚
1968年えびの地震(M6.1)

130.2˚ 130.4˚ 130.6˚ 130.8˚

32˚

131˚

131.2˚ 131.4˚

A A-B鉛直断面でのΔCFF

霧島山新燃岳

B

31.8˚

31.6˚

1997年鹿児島県北西部の地震(M6.4,M6.3)

左横ず

深さ(km)

0

れ剪断

10 km

帯？

1cm/yr0

観測値

130.2˚ 130.4˚ 130.6˚ 130.8˚

131˚

等値線間隔 0.1MPa

30
30

60

90

120

距離(km)

131.2˚ 131.4˚−10.00九州南部のGPS水平速度ベクトル(2003年4月-2007年3月）．1923年以降の内陸浅発地震(M>5.5，
深さ30km以浅)の震央を星印で，1997年3月以降の内陸浅発地震メカニズム解を震源球で表示した．
九州南部の剪断帯(Takayama and Yoshida, 2007; Wallace et al., 2009)の概略位置を表示した．
震源分布およびメカニズム解は，それぞれ気象庁一元化震源と防災科学技術研究所F-net解を用いた．変位ベクトルの計算にはGEONET観測点に加えて気象庁GPS点のデータも用いた．

−1.00

−0.10

−0.01

0.00

0.01

0.10

1.00

10.00

ΔCFF(MPa)

第６図 霧島山の変動源による周囲での応力変化（Δ CFF）
Fig. 6 Stress change due to a deformation source beneath Kirishima Volcano (Delta
CFF).

第５図 九州南部の GPS 水平速度ベクトル（2003 － 2007 年）
Fig. 5 GPS Horizontal velocity in southern Kyushu for 2003-2007.

－ 576 －