神縄・国府津－松田断層帯周辺域における震源分布とメカニズム解の特徴－稠密地震観測データを用いて－
行竹洋平 *
Characteristic of hypocenter and focal mechanism distribution around the Kannawa•Kozu-Matsuda Faults-by using dense seismic networkby
Yohei YUKUTAKE*
1.

はじめに

題、
「神縄・国府津－松田断層帯北縁部（箱根火山－丹神縄・国府津－松田断層帯（以下、本断層帯と呼ぶ）

沢山地）の地震活動と構造不均質の調査」の調査結果には、丹沢山地南部から小田原市の相模湾岸に至る活断層ついて報告する。この研究課題では、丹沢から箱根にいであり、約 2-3m/ 千年の平均的な変位速度を持つ（例えたる領域で機動地震観測点を展開するとともに、他研究

ば、活断層研究会、1991）。本断層帯は、松田から国府機関の地震観測点データと併せた稠密な地震観測データ

津にかけて北北西－南南東走向に延びる国府津・松田断をもとに、本断層帯周辺で発生する地震活動の不均質特層のほか、丹沢山地南部で北東－南西走向に延びる塩沢性を明らかにすることを目的とする。この地域の震源お断層など複数の断層で構成されている。地震調査推進本

よびメカニズム解については、行竹ほか（2006）、行竹部による活断層の長期評価で算出された 30 年発生確率ほか（2010）および Yukutake et al., (2011) などの先行研は最大で 16％であり（2011（平成 23）年 1 月 1 日にお究により推定されているが、これらの研究はいずれもオける算定値）、日本全国で 110 認定されている主要活断

ンライン定常観測点データのみを用いた結果である。こ層帯の中で最も高い。また、
本断層帯が位置する地域は、こでは、従来より稠密な観測データから得られた、本断フィリピン海プレートが複雑な形状で沈み込み（例えば、層帯周辺の震源分布およびメカニズム解の分布の特徴にSato et al., 2005）、かつ伊豆半島北端では丹沢地塊、伊豆ついて報告する。なお本報告において、機動地震観測点

地塊と本州側のプレートが多重衝突する地殻構造が存在とは、現地収録型のオフライン地震観測点のことを指す

し（例えば、Arai et al., 2009；Taira et al., 1998）複雑なものとする。

テクトニクスを有する。
本断層帯のより正確な活動履歴の評価および周辺の2.

テクトニクスとの関係を理解するため、文部科学省プロ

2.1.

データおよび手法
機動地震観測概要

ジェクト「神縄・国府津－松田断層帯における重点的な温地研では図１に示されるように、丹沢山地の南側調査観測」が 2009（平成 21）年 4 月～ 2012（平成 24 年）

から箱根カルデラ内にかけて 20 点の機動地震観測点を3 月までの 3 カ年で実施されている。東京大学地震研究

2009（平成 21）年 6 月より展開し、2011（平成 23）年所（以下、東大地震研）を研究代表機関として、温泉地6 月まで観測を継続した。機動地震観測の詳細は、行竹学研究所（以下、温地研）も同プロジェクトに参加してほか（2009）に記載されている。さらに防災科学技術

きた。同プロジェクトは２つのサブテーマ「断層帯の三研究所（以下、防災科研）により本断層帯周辺から丹次元的形状・断層帯周辺の地殻構造解明のための調査観沢山地北部にかけての領域で、30 点の機動地震観測点測（サブテーマ１）」及び「断層活動履歴や平均変位速が 2009（平成 21）年 12 月から（内 28 点は 2010（平成度の解明のための調査観測（サブテーマ２）」で構成さ22）年 8 月から）展開されている。本報告では、これられており、温地研はこれら２サブテーマに対して地震学の機動地震観測点で記録された地震波形データに加え的あるいは地質学的手法により調査を行ってきた。て、温地研、東大地震研、防災科研、気象庁のオンライ

本報告では、サブテーマ 1 の下で実施された研究課* 神奈川県温泉地学研究所〒 250-0031

ン定常地震観測点データも使用した。

神奈川県小田原市入生田 586

報告 , 神奈川県温泉地学研究所報告 , 第 43 巻 ,45-52, 2011

－ 45 －－ 45 －を改良した手法（P 波および S 波速度構造を独立に与えるように改良した、詳細は Kawanishi et al. (2008) に記 載 ） に 適 用 し、Double Difference 法（ 以 下、DD 法 ）(Waldhauser and Ellsworth, 2000) のための初期震源位置を決定した。
筆者らは、上記の初期震源位置をもとに、DD 法による相対震源決定を実施した。なお、DD 法の詳細については、行竹・棚田（2008）に記載されているため、本論での説明は省略する。本報告では、2 つのイベントの走時差（Double Difference) を相互相関処理（波形相関データ）ならびに検測時刻（カタログデータ）から求め、初期震源位置の再決定に用いた。手動検測値から求めた Double difference データは、P 波走時に対して 20万ペア S 波走時に対して 15 万ペアである。このデータに加えて、波形相互相関処理によって得られた高精度な使用した観測点分布。■および灰色□は、温地研

Double difference データも震源決定に用いた。相互相関および防災科研機動地震観測点、▽は温地研、□は防処理には、P 波および S 波の手動で読み取られた到達時

災科研 Hi-net、▽は気象庁の定常観測点の位置を表す。

刻を含む 0.75 秒間の速度波形を用い、3-20Hz の帯域の灰色太線は、本断層帯の地表トレースを示す。

バンドパスフィルターを使用し、相関係数が 0.8 以上あ

図1

る Double difference データのみを使用した。相互相関処
2.2.

JHD 法を用いた 1 次元速度構造および観測点補正

理によって得られた Double difference データは、P 波走時に対して 13 万ペア S 波走時に対して 9 万ペアである。

値の推定
最 初 に、Joint hypocenter determination（ 以 下、JHD）

DD 法を適応することにより、Double difference データ法（Kissling et al., 1994）を用いて一次元速度構造およびの RMS 残差は手動検測値に対して 146ms から 68ms へ、観測点補正値の推定を行った。一次元速度構造の初期モ相互相関データに対して 78 ms から 8ms へそれぞれ減デルとして温泉地学研究所（2010）による本断層帯周辺少した。の速度構造解析結果を使用した。この速度構造は、表層付近については採石発破記録を使用して推定し、表層よ2.4.

メカニズム解決定

り深部の構造については既存の研究結果（Arai, 2011; 平メカニズム解の決定にあたっては決定精度を上げるた

賀・1987）をあてはめた。解析では、P 波および S 波のめ、Ide et al., (2003) の手法に従い P 波初動極性データに検測走時が 8 以上ありかつマグニチュードが 1.0 以上で加えて、P 波ならびに SH 波の変位スペクトルにおけるある 711 イベントのデータを使用した。JHD 法により低周波側の振幅情報も用いた。P 波極性が 12 観測点以推定された一次元速度構造を図 2、および観測点補正値上で読み取られている地震について、メカニズム解の決の分布を図 3 にそれぞれ示す。正の観測点補正値は、理定を試みた。この手法で一度メカニズム解を決定した後、論走時に対して観測走時が遅れることを表している。

各観測点での理論振幅値と観測振幅値との比から観測点振幅補正値を求めた。次に、この観測点振幅補正値を各2.3.

Double Difference 法を用いた高精度相対震源決

観測点で観測された振幅値に適用し、再び上記の手法を定用いてメカニズム解を決定した。これにより、地表地盤

高精度相対震源決定には、2009 年 6 月～ 2010 年 10 月による振幅増幅あるいは減衰の影響が補正され、より精までに発生した 1450 イベントの地震を解析対象とした。

度よくメカニズム解を決定することが可能になる。そのこれらのイベントのマグニチュードは -0.1 ～ 4.6 の範結果 270 イベントのメカニズム解を決定することができ囲である。各観測点での、P 波 S 波到達時刻、P 波極性た。

および最大振幅値は手動で検測した。JHD 法で推定された一次元速度構造、観測点補正値、並びに P 波 S 波の 観 測 走 時 を、hypomh 法（Hirata and Matsu'ura, 1987）－ 46 －－ 46 －

図2

JHD 法により決定された一次元速度構造。Vp/Vs 比も右図に示す。点線は、初期速度構造モデルを表す。実線は、JHD 法により決定された速度構造を表す。

図3

JHD 法により推定された P 波および S 波観測点補正値の分布。(a)P 波 (b)S 波。○は正の残差、＋は負の残差を表す。

－ 47 －－ 47 －

図4

DD 法により決定された震源位置。(a) 震央分布、(b) 南北断面および (c) 東西断面に投影した震源の深さ分布。

プロットの色の濃淡は震源の深さを表す。線 A-B ～線 K-L は、図 5 において示される、A-B ～ K-L 断面の位置を表す。
灰色波線は、Sato et al. (2005）によって推定されたフィリピン海プレート上端の深さを表す。

3.

震源分布の地震発生場のテクトニクスの違いを反映しているとDD 法により決定された震源分布を図 4 に示す。さらに、図 4 中の線 A-B ～線 K-L に沿った震源の深さ分解釈されている。また、本断層帯周辺では深さ 10km ～20km の範囲において地震が発生している。

布を図 5 に示す。研究対象領域では地震が深さ 0km ～

図 5 での北北西－南南東方向の断面（A-B、C-D、E-F30km の範囲で分布する。東西断面（図 4(c)）に着目す断面）において北方向に向かって深くなる震源の分布をると、丹沢山地下深さ 10km ～ 30km の震源分布の特徴みることができる。この領域では、Sato et al. (2005) にに違いが見られ、西部では東部と比べて比較的広範囲による反射法構造探査解析により、フィリピン海プレートばらついて分布する。
これらは先行研究（行竹・他（2010）、の上端がイメージングされている（図中の灰色波線）。

Yukutake et al., (2011)）でも指摘されている。これらの解析に用いた速度構造の違いの影響により、本報告で決研究では、東西での震源分布傾向の違いは丹沢山地下定された震源位置との厳密な比較はできないが、図 5 の－ 48 －－ 48 －

図5線 A-B ～線 K-L（図４）に沿った震源の深さ分布。線 A-B, C-D, E-F は各線から± 5km の範囲内に、線 G-H,I-J, K-L は各線から± 6km の範囲内に位置する震源が、深さ断面にプロットされている。プロットの色の濃淡は震源の深さを表す。灰色波線は、Sato et al. (2005）によって推定されたフィリピン海プレート上端の深さを表す。
A-B、C-D 断面から、箱根火山を除いて、ほとんどの地ム解タイプを表す三角ダイヤグラムを図 7 に示す。深さ

震はフィリピン海プレート上端近傍あるいはその内部で5-15km の範囲では、地震活動は本断層帯から足柄平野発生しているといえる。図 5 の K-L 断面では Sato et al.,にかけての領域と塩沢断層の西部延長部に存在する（図(2005) により推定された国府津・松田断層深部延長構造6(a)）。これらの地震のメカニズム解の P 軸は概ね北西を示した。Sato et al., (2005) によると、国府津・松田断－南東方向を向いている（図 6(c)）。メカニズム解のタ層は東方向に高角に傾斜し、深さ 8km 付近でフィリピイプは、逆断層、横ずれ断層およびその中間型のものがン海プレート上端に収束する。国府津・松田断層とフィ多い（図 7(a)）。深さ 15-30km の範囲では、ほとんどのリピン海プレートが収束する領域では、地震活動がほと地震活動は丹沢山地の領域に限られる。これらの地震のんど見られない。

メカニズム解の P 軸方向は、北西－南東方向と東西方向に卓越している。このうち東西方向の P 軸を持つメ4.

メカニズム解分布

カニズム解は、塩沢断層西部延長付近に多く分布していメカニズム解および P 軸方位角の空間分布を図 6 にるように見える（図 6(d)）メカニズム解は、逆断層型の示す。また、Frohlich(1992) により考案されたメカニズ

他、正断層成分を含んでいるものも見られる（図 7(b)）。

－ 49 －－ 49 －

図 6 （上段）メカニズム解の空間分布 (a) 深さ 5-15km、(b) 深さ 15-30km。
（下段）P 軸方位角の空間分布 (c) 深さ5-15km、(b) 深さ 15-30km。

こうしたメカニズム解タイプの空間的な変化は、フィリ点的な調査観測」プロジェクトにより設置された機動地

ピン海プレート内に存在する応力場の不均質構造を反映

震観測データをもとにした本断層帯周辺部の震源およびしたものかもしれない。

メカニズム解分布の特徴について記載した。本報告で得られた震源分布の特徴と他の研究結果から考えて、本断5.

層帯周辺で発生する地震活動は、フィリピン海プレートまとめ
本報告では、「神縄・国府津－松田断層帯における重－ 50 －

境界近傍あるいはその内部で発生していると考えられ－ 50 －

図7Frohlich(1992) によるメカニズム解タイプを表す三角ダイヤグラム (a) 深さ 5-15km、(b) 深さ 15-30km。

る。また、メカニズム解は空間的に変化していることがmechanisms, Phys. Earth Planet. Inter., 75, 193-198.

明らかになり、これは沈み込むフィリピン海プレート内

平賀士郎 (1987) 箱根火山と箱根周辺海域の地震活動．

部の応力場不均質構造を反映している可能性がある。今神奈川県温泉地学研究所報告，18，149-273．

後は、応力逆解析手法を用いて、応力場の空間分布を定Hirata, N. and M.Matsu’ura（1987）Maximum-likelihood

量的に推定しプレート内部の応力状態を明らかにすると

estimation of hypocenter with original time eliminated

ともに、本断層帯と沈み込むフィリピン海プレートとのusing nonlinear inversion technique, Phys. Earth Planet.

関係性についてより踏み込んだ議論につなげたいと考え

Interior, 47, 50-61.
Ide, S., G.C. Beroze, S. G. Prejean and W. L. Ellsworthている。

(2003), Apparent break in earthquake scaling due to pathand site effects on deep borehole recordings, J. Geophys.

謝辞
気象庁、東大地震研、防災科研の定常観測点におけRes., 108(B5), 2271, doi:10.1029/2001JB001617.

る地震波形データを使用した。F. Waldhauser 博士には、活断層研究会（1991）日本の活断層、東京大学出版会、hypoDD プログラムのソースコードを提供していただい437pp.

た。メカニズム解の決定には、東京大学の井出哲博士かKawanishi, R., Iio, Y., Yukutake, Y., Shibutani, T. andら提供していただいたプログラムを使用した。本報告中

Katao, H. (2008) Local stress concentration in theの図は、Generic Mapping Tools (GMT) (Wessel and Smith,seismic belt along the Japan Sea coast inferred fromnumerous precise focal mechanisms -Implications

1995) により作成した。本研究は、文部科学省プロジェ
クト「神縄・国府津－松田断層帯における重点的な調査

for the stress accumulation process on intraplate観測」のもと実施された。

earthquake faults-, J. Geophys, Res., 114, B01309,
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