箱根火山で発生する群発地震の精密震源決定
行竹洋平＊・棚田俊收＊

Well- resolved hypocenter distribution of earthquake swarm
in the Hakone volcano region
byYohei YUKUTAKE and Toshikazu TANADA ＊＊1.

2001（平成 13）年の群発地震の後には、大涌谷北側斜面

はじめに
箱根火山は、伊豆半島最北端の複雑なテクトニクスをにおいて新たな噴気域が形成された（棚田ほか、2005）。

有する領域に位置する第四紀火山であり、現在でも大群発地震発生原因について議論し、噴気活動や地殻変動

涌谷周辺などで活発な噴気活動が続いる活火山（気象との関係について議論するためは、高い精度で震源を決庁、1996）である。箱根火山周辺では、フィリピン海プ

定することが重要となる。温地研観測網を用いたルーチン

レートが北西方向に移動すると伴に本州側プレートに衝処理結果では、微細な震源分布については明らかにされて突し、相模トラフおよび駿河トラフ周辺では複雑な形状いない。本研究では正確な震源分布を得るために、最初にで沈み込んでいる（例えば、Taira et al., 1998; Sato et al.,Joint hypocenter determination（以下、JHD）法（Kissling et2005）。さらに、北方には平山断層、南部では伊豆半島

al., 1994）を用いて、適切な速度構造モデルおよび初期震

中央部を縦断する北伊豆断層系によって切られている源の推定を行った。さらに、手動検測値および波形相互相（図 1）（例えば、Ito et al., 1989）。マグマ噴火の発生は関処理によって得られた 2 重位相差（double difference）デ

有史以前とされているが、小林他（2006）の研究によりDouble-difference（以下、DD）法（Waldhauserータを用いて、

12 ～ 13 世紀の間に水蒸気噴火が存在した可能性が指摘

and Ellsworth, 2000）に適応させ高精度相対震源決定を行ており、今なお活発な活動が続いている。

った。本報告では、再決定された群発地震活動の震源分布

箱根火山カルデラ内では、たびたび活発な群発地震
活動が発生している（平賀、1987；萬年、2003）。箱根の詳細およびそこから推定される断層微細構造について報告をする。

火山では、1959 年にカルデラ内に地震計が設置されて以降、地震記録に基づいた近代的な震源決定が実施され

2.

データおよび手法ている。1959（昭和 34）年から 1986（昭和 61）年まで

本研究では、温地研観測点に加え、東京大学地震研究所の紙の地震波形記録から決定した震源分布は、カルデラ（以下、地震研）および防災科学技術研究所高感度地震観

中央付近の大涌谷、早雲山周辺に集中していた（平賀、

測網（以下、Hi-net）による、50 点の定常地震観測点を使

1987）。1989（平成元）年に温泉地学研究所（以下、温用した（図 1）。我々は、温地研に WIN システム（卜部・地研）により、15 点観測点の地震観測網が新たに拡充

束田、1992）が導入された 1995（平成 7）年 4 月から 2008（平された（温泉地学研究所，1999）。それにより、地震活成 20）年 6 月までに箱根火山域の深さ 10km 以浅で発生し動は大涌谷から中央火口丘南部にわたり約 2km の幅でたイベントに対して、震源再決定を行った。この領域では南北に分布し、さらに湖尻や金時山周辺でも活動があ

温地研ルーチン解析により 9073 イベントの震源が決定さることが判明した（例えば、棚田、2002）。2001（平成れている。

13）年および 2006（平成 18）年には大規模な群発地震
活動が発生し（棚田、2002；棚田、2007）、それに伴い2.1. JHD 法を用いた一次元速度構造および観測点補正値

周辺の観測点で地殻変動が検知された（例えば、国土の推定

地理院、2002；国土地理院、2006；代田ほか、投稿中）。

我々は、JHD 法を用いて一次元速度構造および観測点* 神奈川県温泉地学研究所 〒 250-0031 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 40 巻，35-50，2008．

表 1 JHD 法により推定された一次元速度構造

元速度構造を適応した。JHD 法により推定された一次元速度構造を図 2、表 1、および観測点補正値の分布を
図 3 にそれぞれ示す。正の観測点補正値は、理論走時に対して観測走時が遅れることを表している。正の観測点補正値が推定された観測点直下には、一次元速度構造より低速度な物体が存在していることを示している。推定された観測点補正値の分布は、堀（1997）によって推定されている結果と概ね一致している。
これらの一次元速度構造および観測点補正値を
hypomh 法（Hirata and Matsu'ura, 1987） を 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手法（Kawanishi et al., 2008）に適応し、箱根火山域で発生した 9073 イベントの震源を決定した。温地研ルーチンおよびこの解析により決定された震源の走時残差の頻度分
布を図 4 に示す。JHD 法による一次元速度構造および観測点補正値を適応することで、残差の分布は温地研ル
図１(a) 箱根火山周辺域の地図。本研究で用いた観ーチンのものと比較し正規分布に近づいている。温地研

測点を、逆三角（温地研）、＋（地震研）およ

ルーチンでは特に S 波大きな正の走時残差を含んでいび四角（Hi-net）で示す。灰色線および黒線は、るが、それらの影響が適切に補正されたことが分かる。

活断層の地表トレースを表す（日本活断層研

この解析により、震源は温地研ルーチン処理結果と比較

究 会、1991）。HRF は 平 山 断 層、NIFS は 北 伊

して系統的に西方へ約 400m 移動した。

豆断層帯をそれぞれ示す。(b) 箱根火山近傍図。
灰色の線は 100m 間隔の等高線を表す。点線四2.2 DD 法を用いた高精度相対震源決定

角で囲まれた領域は、研究対象領域を表す。
（観

DD 法の概要について説明する。従来の震源決定法で測点）KOM：駒ケ岳、KZR：湖尻、KZY：小は、各観測点での観測走時と理論走時を最小にするよう

塚山、OWD：大涌谷、KIN：金時、SSN：裾野、に震源位置を推定する。一方、DD 法では、近接する地

TNN：塔の峰、ONK：温地研、YGW：湯河原、

震ペアの同一観測点における観測走時差と、計算走時差H.ODW：防災科研小田原。（地名）Mt.KOM：との差（double difference）を最小にするように震源を駒 ケ 岳、Mt.SOU： 早 雲 山、Mt.KAM： 神 山、

推定する。地震ペアが近接する場合、震源から観測点まMt.KIN: 金時山、GOU：強羅、AL：芦ノ湖。

での地震波経路はほぼ一致すると仮定できる。それらの観測走時の差をとることにより、震源から観測点までの補正値の推定を行った。この解析では、P 波および S 波

速度構造の影響が取り除かれ相対的に高精度な震源位置の検測走時が 10 以上ありかつマグニチュードが 0.5 以を求めることができる。double difference を求めるには、上である 273 イベントを使用した。震源位置の初期値と手動検測値から求める方法と、相互相関処理により求めして温地研ルーチン解析結果を用いた。初期一次元速度る方法とがある。相互相関処理を用いる手法では、震源構造モデルとして、平賀（1987）による丹沢地域の一次が近接する場合に同一観測での地震波形が相似すること



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（平賀、1979）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。

を利用する。地震ペアの波形が最もよく似るような時間て得られたより高精度な double difference データも震源ずれを求める処理（相互相関処理）を適応することによ決定に用いた。相互相関処理には、検測走時を含む 0.50

り、手動検測により得られた走時差データより高精度な秒間の速度波形を用い、3-20Hz の帯域のバンドパスフ

データを得ることができる。相互相関処理された、地震ィルターを適応した（図 5）．我々は、あるイベントにペアの波形例を図 5 に示す。

対して近接するすべての地震に対しペアを組み相互相関

著者らは、JHD 法により決定された震源を初期震源処理を行い、相関係数が 0.8 以上ある double difference

位置とし、double difference データを DD 法に適応した。

データのみを使用した。相互相関処理によって得られ本研究では、P 波あるいは S 波の観測走時が 8 観測点以た double difference データは、P 波走時に対して 210 万上存在する 6733 イベントに対して再決定を試みた。再ペア S 波走時に対して 70 万ペアである。震源計算は、決定をしたイベントのマグニチュード範囲は、-1.0 から

手動検測値ならびに相互相関処理から得られた double

3.1 である。速度構造として、JHD 法により推定された

difference データを同時に用いて行った。総イベントう

一次元速度構造を使用した。手動検測値から走時差を求

ちの 92% を再決定することができた。DD 法の計算過程

める場合、あるイベントに対して近接する 10 イベント

において、震源の深さが -1.0km より浅くなるイベントを用いた。手動検測値から求めた double difference デー

については取り除かれていく。DD 法を適応することにタは、P 波走時に対して 74 万ペア S 波走時に対して 36

より、double difference データの RMS 残差は手動検測値

万ペアである。加えて、我々は波形相互相関処理によっに対して 227ms から 55ms へ、相互相関データに対して149 ms から 8ms へそれぞれ減少した。

ると（図 8(c)）、最も北側のクラスター A は 1996（平成8）年および 2006（平成 18）年に、クラスター B では、1998（平成 10）年、1999（平成 11）年、2001（平成 13）年、３．結果
図 6 に温地研ルーチン処理および DD 法により再決定

2006（平成 18）年に、1997（平成 9）年、クラスター C では、された震源分布を示す。温地研ルーチン処理の結果（図1998（平成 10）年、2002（平成 14）年に、クラスター

6(a)）から、震央分布は帯状に約 2km の幅で南北方向に

D では、1998（平成 10）年、2001（平成 13）年、2002（平分布し、深さ方向には駒ケ岳周辺で最も深く 6km あた成 14）年に地震活動が活発であったことがわかる。

りまで分布する傾向がみられる。しかしながら、ルーチ
3.2 大涌谷域での震源分布

ン処理の結果からは帯状の震源分布中における細かいス
ケールでの微細構造についてははっきり見ることができ

大涌谷域の震源分布および時間－空間ダイヤグラムをない。一方、再決定された震源分布（図 6(b)）は、微小図 9 に示す。震源は主に A-B、C-D、E-F および H-G 方

なクラスターに別れていることが分かる。例えば、早雲向に沿って面状に分布している（図 9(a)）。この領域で山周辺では、震源はいくつかのクラスターに分かれて分は、2001（平成 13）年 6 月 24 日より大規模な群発地震

布している（図 6（ｂ））
。さらに、南北およびと東西断活動が始まり、それに伴い周辺の傾斜計に地殻変動が記面から、震源深さ分布は線状あるいは面状に分布してい録された。代田ほか（投稿中）は、地殻変動データをもることが分かる。

とに、西北西－東南東走向の開口クラックモデル（図 9）

図 7 に地震活動の時間変化を示した時間 ― 空間タイを推定した。A-B 断面における震源分布位置と方向は、

ヤグラムおよび時間 ― 積算図を示す。駒ケ岳周辺（-5km

2001（平成 13）年の異常時に開口したクラックの位置≤Y≤ -1km）では、1995（平成 7）年以降定常的に地震活と形状と非常に良く一致する（図 9(a),(c)A-B、a-b 断面）。

動が活発であり、2001（平成 13）年や 2006（平成 18）

しかしながら、図 9(d) から 2001（平成 13）年に開口

年には大規模な群発地震活動が起こっている。北部域

したクラックと調和的な地震活動は、主に 2004（平成（1km≤Y≤5km）では、駒ケ岳周辺と比較して定常的な地

16）年に発生したことが分かる。2001（平成 13）年に

震活動度は低く、時々小規模な群発地震活動が発生する。

活発化した領域は、むしろ南側の C-D 断面であった（図また大涌谷周辺（図７点線範囲内）では、通常は地震活

9(d)）。その領域では、震央が北西－南東走向に分布し（図

動がほとんど存在しない空白域になっており、2001（平9(a)）
、震源はほぼ垂直方向に分布する傾向が見られる

成 13）年、2004（平成 16）年および 2006（平成 18）年

（図 9(c)c-d 断面）。2001（平成 13）年における地震活動は、の群発地震活動の際に活発化した。

開口したクラックから約 45 度南へ回転した走向を持つ

再決定された震源分布をより詳細に記載するため、本断層面上で主に発生したことが本解析により明らかにな研究では研究領域を図 6(b) に示すように、
金時山周辺域、った。また、その直上には 2001（平成 13）年の地震活

大涌谷域、駒ケ岳域、湖尻域および芦ノ湖域の 5 つの領動後に新たに形成された噴気域（棚田ほか、2005）が位域に区分した。以下、各領域における、震源分布詳細お置する（図 9(a)）。図 9(a) の E-F 断面および G-H 断面では、よび活動の時間変化について記載する。

北西－南東および東西走向でほぼ垂直な震源面状の分布が見られる。この領域で発生した、地震活動は、ともに、

3.1 金時山周辺域での震源分布
金時山周辺域の震源分布および時間－空間ダイヤグラ
ムを図 8 に示す。この領域では、主に点線で囲まれた2006（平成 18）年 10 月 9 日から 10 月 23 日の間に活発化した（図 9(d)）。その活動域は、2001（平成 13）年および 2004（平成 16）年の時と比較して小さい。

A、B、C および D の 4 つのクラスターが見られる（図8(a)）。南北方向に投影した断面（図 8(b)）を見ると、こ3.3 駒ケ岳域での震源分布

れらのクラスターは高角な方向に面状あるいは線状に分駒ケ岳域の震源分布および時間－空間ダイヤグラムを布していることが分かる（図 8(b)）。この結果は、これ

図 10 に示す。この地域では、2001（平成 13）年の群発らのクラスターで発生した群発地震は、東西走向で高角地震活動の際に検知された地殻変動データから、代田ほ

な傾斜をもつ断層面上で発生していることを示唆していか（投稿中）により駒ケ岳観測点直下に開口クラックおる。ただし、クラスター D で発生した群発地震についよび深さ 7km 付近に球状圧力源が推定されている（図ては、震源が線状に分布しているため、明瞭な断層面構10）。震央は約 1.5km の幅で、南北方向に分布している造は定かではない。これらのクラスターの活動時期を見（図 10(a)）。南北断面の震源深さ分布は、球状圧力源の



図4

(a) 温地研ルーチン解析により決定された震源の走時残差、および (b)JHD 法により推定された速度構造および観測点補正値を適応して決定された震源の走時残差。左図は P 波の、右図は S 波の走時残差を表す。

図５

相互相関処理された近接する地震ペアの波形例。(a) 塔の峰観測点 P 波、(b) 小塚山観測点 S 波。
相関係数が最大となるように、それぞれの地震
波形の時間軸をずらしている。

上方を中心とし、浅くなるにつれ震源が南北方向に広が駒ケ岳域の震源分布をより詳細に調べるため、深さる。一方、深さ 2km ～ 3km、-1km≤Y≤0.5km の領域には1km 毎の震央分布を図 11 に示す（図 11(a) のみ深さ -1-

地震活動が比較的低い領域が見られ（図 10(b)）、震源分

1km）。深さ -1-1km では（図 11(a)）
、開口クラックの近傍

布は全体として南北断面で上方に広く V 字型を呈する。

に、北北西－南南東走向および東西走向に並ぶ震央分布

1995 年以降深さ 1.0km より深い領域では、地震活動はが見られる。これらの地震活動はそれぞれ、2001（平成時々群発的な活動を伴いつつ定常的に発生しているのに

13）年７月および８月に活発化したものである。開口ク

対して、深さ 1.0km より浅い領域では 2001（平成 13）

ラック運動に関連した傾斜変動は 2001（平成 13）年 5

年および 2006（平成 18）年の活発な群発地震の際にの月末から検知されている（代田ほか、投稿中）。北北西

み発生している（図 10(c)）。

－南南東走向および東西走向に分布する地震活動は傾斜



図6

(a) 温地研ルーチン処理によって決定された震央分布および南北断面に投影した深さ分布。(b)hypoDD 法により再決定された震央分布、南北
および東西断面に投影した深さ分布。対象領域
は、図 1(b) の四角で囲まれた領域に対応する。
図中灰色は、領域区分を表す（R1：金時山域、
R2：大涌谷域、R3：駒ケ岳域、R4：湖尻域、
R5：芦ノ湖域）。詳細は本文中に記載。



図7

(a)1995 年 4 月から 2008 年 6 月までの研究対象領域における時間―空間ダイヤグラム。Y 軸は、図 3 の南北断面の Y 軸に対応している。(b) 時間―地震積算図。図 7(a) の Y 軸は、図 6(b) の南北断面の Y 軸と対応している。
OWD は、大涌谷の場所を表している。

変動開始時期より後に活発したものであり、推定された
開口クラックに関連するものかどうかについては、現在

３．
４湖尻域および芦ノ湖域での震源分布のところ明らかではない。一方、同じ深さ範囲の南側

湖尻域の震源分布および時間－空間ダイヤグラムを図

35.21°N 付近に見られる震源クラスターは、2006（平成12 に示す。この領域では、A-B および C-D 断面に沿っ

18）年に活発化したものである。深さ 1-2km（図 11(b)）

た西北西－東南東走向で垂直な断層面上に沿った震源のでは、開口クラックモデルから南東に約 0.5km 離れた分布が見られる。この 2 つの断面では、2001（平成 13）

場所に、北西－南東走向に並ぶ震源クラスターが見られ

年に活発な地震活動があった。また A-B および C-D 断る。この地震活動は、2006（平成 18）年に活発化した

面間の点線で囲まれた領域では、2007（平成 19）年にものである。深さ 2-3km および 3-4km では（図 11(c)(d)

小規模な群発地震活動が発生している。

破線で囲まれた領域）では、南部に南北走向および東西芦ノ湖域の震源分布および時間－空間ダイヤグラムを

走向に並ぶ震源クラスターが存在する。
これらの地震は、

図 13 に示す。この地域では、2007（平成 19）年に活発

2001（平成 13）年、2004（平成 16）年、2008 年に活発な群発地震活動があり、それ以前には目立った活動はな化した。深さ 4-6km 範囲内での球状圧力源直上におけい（図 13(d)）。震源は、北西 ― 南東走向の A-B 断面おる震源分布は（図 11(e),(f)）
、明瞭な面状分布構造を持よび東西走向の C-D 断面に沿った分布をしている（図たず、全体として広がりを持っている。

13(a)）。A-B 断面に直交する a-b 断面を見ると震源はほ




図8

金時周辺域における (a) 震央分布、(b) 南北方向の断面に投影した震源深さ分布、(c) 東西方向の断面に投影した震源深さ分布、(d) 時間－空間ダイヤグラム。Y 軸は、(b) の南北断面の Y 軸に対応。

ぼ垂直方向に線状配列しており、北西 ― 南東走向の垂4.1 震源分布から推定される微細断層構造

直傾斜の断層面上での活動であることが示唆される。

再決定された震源分布をもとに推定した、群発地震に

C-D 断面に直交する c-d 断面を見ると、震源はやや北側

関連する微小な断層構造を図 14(a) および表 2 に示す。

に傾斜する断層面上に分布しており、東西走向北傾斜の明瞭な面状な分布が認識された震源クラスターに対して断層面上での地震活動であることが示唆される。

のみ、震源分布に基づいて断層形状および位置を推定した。震源が線状に配列している場所や広がって分布して４．議論いる場所（例えば、金時周辺域のクラスター D や駒ケ



図9

大涌谷域における (a) 震央分布、(b) 南北方向に投影した震源深さ分布、(c)A-B、a-b、C-D、c-d、E-F、e-f 断面に投影した深さ分布、(d)（左）2001（平成 13）年 6 月 24 日から 10 月 30 日（中央）2004（平成 16）年 2
月 4 日から 2 月 5 日（右）2006（平成 18）年 10 月 9 日から 10 月 23 日までの地震活動。灰色四角は、
代田（2008）による開口クラックの位置を示す。灰色丸は、新たに形成された噴気域（棚田ほか、2005）を表す。OWD は大涌谷観測点、KZY は小塚山観測点を示す。



図 10

駒ケ岳域における (a) 震央分布、(b) 南北方向に投影した震源深さ分布、(c) 時間－空間ダイヤグラム。Y 軸は(b) の南北断面の深さ軸に対応。灰色四角および丸は、それぞれ代田（2008）による開口クラックおよび球状圧力源の位置を示す。



図 11

駒ケ岳域における深さ毎の震央分布。(a)-1-1km、(b)1-2km、(c)2-3km、(d)3-4km、(e)4-5km、(d)5-6km。灰色
四角および丸は、それぞれ代田（2008）による開口クラックおよび球状圧力源の位置を示す。

岳域の球状圧力源の直上）や、地震活動が少ない箇所にした東西走向のクラックに対応する S 波の速度異方性のついては断層面の推定は行っていない。金時山周辺や湖変化が検知されており、さらにその変化は 2001（平成尻周辺では、東西走向の断層面が卓越しており、大涌谷13）年以降も回復していないことが明らかになった。しでは北西－南東と東西走向の断層面が混在している。推たがって、2001（平成 13）年に東西走向のクラックに定された断層方位角の頻度分布（図 14(b)）から、東西貫入された流体は高い間隙圧を維持し、2001（平成 13）

走向と北西－南東走向の断層面が卓越していることが分

年後もクラックの強度が低下した状態である可能性が示かる。駒ケ岳域の一部の場所を除くと、箱根火山で発生

唆される。2004（平成 16）年の群発地震活動は、強度する群発地震はこれら数 100m から数 km スケールの微が低下したクラック上で発生した活動であると考えられ

小な断層面上あるいはその近傍で発生していることが本る。
2001（平成 13）年時の大涌谷域での群発地震の深さ解析により明らかになった。
箱根火山で発生する群発地震のメカニズム解について

は、他の領域と比較して浅い（図 6(b)）
。ここでの群発は、ほとんど P 波 S 波が明瞭な A 型地震で、横ずれお

地震活動は、地殻変動、温泉温度変化、噴気域の形成をよび正断層型である（例えば、酒井・棚田、2001、行竹伴っており、地下深部からの間隙水圧に影響するクラッほか、2007）。さらに、村瀬・棚田（2002）は、M0-1 ま

クが地表近くまで形成されていることが考えられる。箱でのほとんどの地震波形が A 型のものであることを報根火山では大涌谷周辺で、地下深部のマグマが脱ガスさ告している。これらの結果から、箱根火山で発生する地

れた NaCl 成分が含まれた温泉が採取されている（例え

震の多くが、本研究で推定された微細な断層上あるいはば、Oki and Hirano、1974、萬年、2008）。地表近くまで

そのごく周辺での断層運動により生じたことが示唆され形成されたクラックを通って、地下深部で脱ガスした成る。

分が上昇してきているのかもしれない。一方、2006（平成 18）年の群発地震はより深い領域で発生したことか

4.2 群発地震発生原因の考察

ら、間隙水圧の上昇により影響を及ぼされたクラックは

箱根火山域の群発地震の発生原因として、大涌谷域のより深部にあり地表近くまで達していないことが示唆さ

群発地震の発生に伴い強羅周辺の温泉温度が上昇するこれる。そのため、2006（平成 18）年の群発地震に伴いとから、地下深部からの熱水活動によるものが考えられ近傍の観測点で傾斜変動が検知されず（原田、私信）、てきた（Oki and Hirano、1974、萬年、2008）。萬年（2008）

強羅地域での温泉温度上昇もなかった（代田、私信）のでは、熱水の圧力上昇伴うクラック内の間隙水圧の上かもしれない。

昇が群発地震の発生原因となるモデルを提案している。

行竹ほか（2007）は、箱根火山で発生した群発地震の2001（平成 13）年の群発地震後に地震活動域直上に形メカニズム解データを応力逆解析（Horiuchi et al., 1995）

成された新たな噴気域（図 9）は、大涌谷域に発生したに適用し、主応力軸方向を推定した（図 14(c)）。その結群発地震と熱水活動が関係していることを示していると

果、箱根カルデラ内において最大圧縮軸（σ1 軸）方向考えられる。

は北西－南東方向であることを明らかにした。震源分布

このような、過去の研究結果を踏まえて、本研究の震から推定された微小な断層面（図 14(a)）は、推定され源分布との関連について議論する。大涌谷域では、2001

た主応力軸方向に対して断層運動が引き起こされやすい（平成 13）年の群発地震の際、北西ー南東走向の断層（図方向、およびテンサイルクラックが形成される方向を向14(a)、断層 6）上に震源が集中している。しかしながら、いている。これらの断層面は箱根火山に作用する起震応

2001（平成 13）年群発地震の際には代田ほか（投稿中）

力により、あらかじめ形成された既存の断層面である可により推定された開口クラックは、それとは別の、東西能性が示唆される。

走行の断層であった（図 9）。Hill（1977）は、ダイク開

駒ケ岳域の深さ 4-6km における代田ほか（投稿中）

口にともない発生する応力集中により、ダイクの走向にによる球状圧力源の直上では、震源分布は明瞭な面状構

斜交した方向に Shear fracture が形成され群発地震が発造を持たずに、全体として広がりを持っている。この領生するモデルを提案している。
北西ー南東走向の地震は、域は、直上に駒ケ岳観測点がありかつ周囲を観測点で取熱水の圧力上昇に伴いクラックが開口し、それに斜交しり囲まれており、観測点配置による影響ではなく有意なた北西 ― 南東走向の Shear fracture の形成過程により発結果であると考えられる。この結果は、この地域で発生生したものかもしれない。本多・棚田（2007）の S 波する地震は、他の領域でみられたような既存の断層面上

スプリッティング解析では、2001（平成 13）年に開口で発生する群発地震の発生メカニズムとは別の要因によ



図 12

湖尻域における (a) 震央分布、(b) 南北方向に投影した震源深さ分布、(c)A-B、a-b、C-D、c-d 断面に投影した
深さ分布、(d) 時間－空間ダイヤグラム。
Tools（GMT）（Wessel and Smith, 1995）により作成した。

り引き起こされている可能性を示唆している。
今後は、地震のメカニズム解を精査し、この各地域に作用する応力分布を明らかにすることにより、力学的な参考文献

観点からさらに包括的な議論をすることを目指す。

代田寧・棚田俊收・丹保俊哉・伊東博・原田昌武・萬年
一剛（2008）2001 年箱根群発地震活動に伴う傾斜
変動と圧力源モデルの推定、火山、投稿中 .

謝辞
本研究では、防災科学技術研究所、東京大学地震研究

平賀士郎（1987）箱根火山と箱根周辺海域の地震活動．

所から提供していただいた地震波形データを使用させて神奈川県温泉地学研究所報告，18，149-273．

いただいた。F. Waldhauser 博士には、hypoDD プログラ

気象庁（1996）、日本活火山総覧（第 2 版）
、500p.

ムのソースコードを提供していただいた。萬年一剛博士

Kawanishi, R., Iio, Y., Yukutake, Y., Shibutani, T. and Katao,と本多亮博士には、本報告を改善するにあたり大変有益

H.（2008）Local stress concentration in the seismic

なご意見を頂いた。本報告中の図は、Generic Mapping

belt along the Japan Sea coast inferred from numerous




図 13

芦ノ湖域における (a) 震央分布、(b) 南北方向に投影した震源深さ分布、(c)A-B、a-b、C-D、c-d 断面に投影した深さ分布、(d) 時間－空間ダイヤグラム。

precise focal mechanisms -Implications for the stressaccumulation process on intraplate earthquake faults-, J.

火山噴火予知連解放、80、34-40.
国土地理院（2006）関東甲信越地方の地殻変動、地震予

Geophys, Res., in press.
Kissling, E., Wllsworth, W. L., Eberhart-Phillips, D., and知連絡会会報、77、132-141.
Hill. D. P（1997）A Model for Earthquake Swarms, J.

Kradolfer, U.（1994）Initial reference models in local
earthquake tomography, J. Geophys, Res., 99, 19635-

Geophys, Res., 1347-1352.
Hirata, N. and M.Matsu’ura（1987）Maximum-likelihood

19646.

estimation of hypocenter with original time eliminatedusing nonlinear inversion technique, Phys. Earth Planet.

小林淳・萬年一剛・奥野充・中村俊夫・袴田和夫（2006）
箱根火山大涌谷テフラ群 ― 最新マグマ噴火後の水蒸気爆発堆積物、火山、51、245-256.

Interior, 47, 50-61.
本多亮・棚田俊收（2007）2001 年箱根群発地震に伴って観測された S 波スプリッティングの時間変化、日国土地理院（2002）箱根山とその周辺地域の地殻変動、



図 14

(a) 再決定された震源分布から推定された群発地震に関連する断層モデル。図中番号は表 2 の断層番号に対応。
灰色点は再決定された震源位置。(b) 推定された断層の走向の頻度分布。(c) 応力逆解析により推定された主応力
軸方向（行竹ほか、2007）。

表2

再決定された震源分布から推定した断層パラメータ。緯度、経度、深さは、断層上端の位置を表す。

本地震学会 2007 年秋季大会予稿、P3-44.

462-464.

堀貞喜（1997）関東地方下のフィリピン海プレート内地

Taira, A., Saito, S., Aoike, K., Morita, S., Tokuyama, H.,

震の発生機構、地震 2、50、203-213.

Suyehiro, K., Takahashi, N., Shinohara, M., Kiyokawa,Horiuchi, H., G. Rocco, and A. Hasegawa（1995）

S., Naka, J. and Klaus, A.（1998）Nature and growth rate

Discrimination of fault planes from auxiliary planesof the Northern Izu-Bonin（Ogasawara）arc crust andbased on simultaneous determination of stress tensor andtheir implications for continental crust formation, Thea large number of fault plane solutions, J. Geophys. Res.,

Island Arc, 7, 395-407.

100, 8327– 8338.

棚田俊收・代田寧・伊東博・袴田和夫（2002）2001（平Ito, T., Kano, K., Uesugi, Y., Kosaka, K. and Chiba, T.（1989）

成 13）年箱根火山の群発地震活動について、温地

Tectonic evolution along the northernmost border of thePhilippine sea plate since about 1Ma., Tectonophys., 160,

研観測だより，52，1-4．
棚田俊收・代田寧・原田昌武（2005）2001 年箱根群発地

305-326.

震活動と箱根大涌谷北側斜面における新たな噴気活

Oki, Y. and T.Hirano（1974）Hydrothermal System of the動との関係について、日本地震学会 2005 年度秋季

Hakone Volcano, Proceedings of a United State -Japan
cooperative Science Seminor at Hilo, Hawaii, 153-166.

大会講演予稿集，P035．
棚田俊收・本多亮・原田昌武・行竹洋平・伊東博（2007）
神奈川県およびその周辺における 2006（平成 18）

温泉地学研究所 （1999） 温泉地学研究所における「神奈川県西部地震」のとりくみ，温地研報告，29，
3-40.

年の地震活動、温地研観測だより，57、1-12.
卜部卓・束田進也、win- 微少地震観測網波形験測支援

萬年一剛（2003）文献による箱根群発地震活動の再検のためのワークステーションプログラム（強化版）、

討（1917 ～ 1960）; 箱根群発地震活動の地学的意義、地震学会予稿集、C22-P18, 1992.
Waldhauser, F. and W. L. Ellsworth（2000）A double-

火山、48、425-443.
萬年一剛（2008）箱根カルデラ - 地質構造・成因・現在

difference earthquake location algorithm: Method andの火山活動における役割 -、神奈川県博調査研報（自application to the Northern Hayward fault, Bull. Seismol.

然）、13、61-76．

Soc. Am., 90, 1352-1368.

村瀬圭・棚田俊收（2002）箱根群発地震の地震波形の解

Wessel, P. and W. H. F. Smith（1995）New version of thegeneric mapping tools released, Eos Trans. AGU, 76,

析について、温地研観測だより、52、13-20.

329.

酒井慎一・棚田俊收（2001）年箱根の地震活動、2001
年日本地震学会講演予稿集年度秋季大会、P006．

行竹洋平・棚田俊收・本多亮・原田昌武・伊東博・汐見Sato, H., Hirata, N., Koketsu, K., Okaya, D., Abe, S.,

勝彦・小原一成（2007）神奈川県西部とその周辺域

Kobayashi, R., Matsubara, M., Iwasaki, T., Ito, T., Ikawa,

におけるメカニズム解空間分布の特徴、2007 年地T., Kuwanaka, T., Kasahara, K. and Harder, S.（2005）

球惑星科学連合大会予稿、S144-P008.

Earthquake Source Fault Beneath Tokyo, Science, 309,

