第 4 期中期研究計画「プレート収束帯に発生する地震の研究」の総括
本多亮 *1・道家涼介 *1・小田原啓 *1・安部祐希 *1・萬年一剛 *1・行竹洋平 *2

A Review of “Studies on Earthquakes around Plate Convergence zone”
during the Fourth Medium-Term Research Planof the Hot Springs Research Institute of Kanagawa Prefecture
by

Ryou HONDA , Ryosuke DOKE , Kei ODAWARA , Yuki ABE*1, Kazutaka MANNEN*1 and Yohei YUKUTAKE*2
*1

1.

*1

*1

対して西北西に年間約４cm の相対速度で収束しておりはじめに
温泉地学研究所（以下、当所）では 5 年ごとに中期(Seno et al. 1993)，衝突は現在も継続している。伊豆弧研究計画を定め、所として行うべき研究の方向性を位置よりもさらに北側に存在する巨摩 ( こま ) 山地、御坂 ( み付けている。神奈川県に甚大な被害を及ぼす直下型地震

さか ) 山地、丹沢山地は現在の箱根から伊豆半島を含むやプレート境界型地震に関しては、現在に通じる近代的

伊豆地塊と同様に南方から衝突してきた地塊（Niitsuma

な地震観測網の整備を進めた 1990 年代以降、継続的にand Akiba, 1985; Soh, 1986; 天野、1986）であると解釈研究が進められ、常に当所の主要な研究課題とされてきされ、これらの衝突過程全体を多重衝突と呼ぶこともあた。第 4 期中期研究計画では、当所が対応するべき課る（天野、1986）。この衝突は、比較的軽い伊豆内弧が題として「I. 県土のもたらす脅威に関する研究」と「II.

浮揚性沈み込みをすることに起因すると考えられている

県土のもたらす恵みに関する研究」の 2 課題を掲げ、脅（例えば貝塚、1984；Soh et al. 1998）。地質構造をみると、

威に関する研究をさらに「I-1. 箱根火山の活動に関する

伊豆半島を取り巻いて北から南に向かって年代が若くな研究」と「I-2. プレート収束帯に発生する地震の研究」

るように、かつての伊豆・小笠原弧の中部～下部地殻やに細分化して、3 つのコアテーマを設定した。その結果、トラフ充填堆積物が衝突によって本州弧に付加したと考第 4 期では詳細な地震波速度構造や定性的なテクトニク

えられる地層が分布する ( 平田ほか、2008)。

スモデルを構築するなど一定の成果をあげることができ

およそ 2 Ma 以降には丹沢山地と伊豆地塊の間でプた。しかし、それにもかかわらず、県西部地域で発生すレートが沈み込み、トラフを形成していたとされる（平る M ７クラスの地震像はいまだ明らかではない。その田ほか、2008）。伊豆地塊の北上によりトラフであった

理由として、神奈川県西部から伊豆半島にかけての伊豆場所が陸化し、トラフ充填堆積物が現在足柄層群と呼衝突帯のテクトニクスが複雑であることがあげられる。

ばれる地層となった。現在丹沢山地の南側には、杉村

したがって、地震像を明らかにするためには、この地域（1972）などによりプレート境界を構成する断層の一つのテクトニクスを理解する必要があるだろう。そこで、とされてきた神縄断層を北限として、両プレート間のト

本報告ではまず、神奈川県周辺のテクトニクスについてラフを充填した累積層厚 5000 m 以上にも達する更新統

先行研究のレビューを行い、その後で第 4 期中期研究計

足柄層群が，著しく変形して分布している。
本地域では、平林（1898）や加藤（1910）をはじめ画の成果のまとめ、第 5 期研究計画の課題について紹介

として，古くから多くの研究者によって地質学的研究する。

が実施されてきた。衝突帯の構造への関心が高まった
2.

1970 年代後半以降、足柄層群の層序について、足柄団

伊豆衝突帯のテクトニクス

2.1.

研 グ ル ー プ（1983、1986a、b）、Huchon and Kitazato

地形・地質構造神奈川県西部から静岡県東部地域は伊豆弧と本州弧（1984）、Ito (1985）、天野ほか（1986）などにより精力の衝突帯である（杉村、1972）。伊豆弧を含むフィリピ的な調査研究が進められ、層序の確立がなされた。また、

ン海プレート（以下、PHS）は、本州側のプレートに伊豆弧の衝突過程を考察する上で、足柄層群における変*1

神奈川県温泉地学研究所*2

東京大学地震研究所〒 250-0032

神奈川県小田原市入生田 586〒 113-0032 東京都文京区弥生 1-1-1

総説 , 神奈川県温泉地学研究所報告 , 第 53 巻 , 31-45, 2021
- 31 -

形過程の理解が極めて重要な要素となることから、足柄か 2007）。Nakajima et al. (2009) は、関東地方と伊豆半層群分布域に発達する多数の断層の研究がおこなわれて島を含む領域で地震波トモグラフィ解析を行い深さ 200

きた（町田ほか、1975; 佐藤、1976；上杉ほか、1982；

km までの地震波速度分布を推定した。その結果、フィ

天野ほか、1984; 狩野ほか、1988；Imanaga, 1999 など）。

リピン海スラブに対応すると解釈できる高速度異常が伊それらによると、大局的には、まず足柄層群の分布北縁

豆衝突帯のはるか北西に深さ 150 km まで追跡できるこをなす東西走向の神縄断層が逆断層として活動し、そのとが分かった。また Nakajima (2018) は、伊豆衝突帯の後、北東－南西走向で左横ずれ成分を持つ高角逆断層（塩深部延長 80 km 付近に地震クラスターが存在すること

沢断層系： 狩野ほか、1988 など）や，北西－南東走向を示し、それらの地震の一部は PHS スラブの上面で発で右横ずれ成分を含む高角逆断層（中津川断層系：佐藤、

生した逆断層タイプの地震であると結論付けた。このこ

1976 など）が神縄断層に変位を与える断層群として活とから、PHS は、衝突帯でその全てが陸側のプレート動したとされる。すなわち、これらの断層が活動したに付加するのではなく、沈み込んでいる部分も存在する

0.35 Ma ごろにはすでに、神縄断層はプレートの相対運と考えられている。また、人工地震を用いた解析から、動を解消する境界ではなかったと判断できる。

沈み込む層には少なくともマントルと下部地殻が含まれしかし、現在の PHS と陸側プレートの境界は相模トると考えれる（Arai et al. 2009, 2014)。一方、これらのラフから箱根の北側を回って駿河トラフに至るラインで研究では丹沢山地の地塊の中部地殻以浅が下部地殻からあるとする杉村（1972）の考えは、現在でも一般的な剥離し陸側プレートに付加されている様子も捉えてお考え方となっている。Nakamura et al. (1984) は、海洋り、このような構造の一部が神縄断層などの断層帯としプレートの表面がトラフ充填堆積物などによっておおわて地表に表れていると解釈されている。

れ始める場所を「物質境界」、プレート間の相対運動に

相模湾以東あるいは駿河湾以西においてはプレートよる変形が地表に現れる場所を「力学境界」と定義した。

境界型の地震が発生し、その震源分布からスラブの上

彼らの定義によると、駿河トラフや相模トラフのトラフ面が推定されている（例えば Iidaka and Obara,1993；

軸は物質境界であり、その陸側に現れる活断層（国府津Hori,2006；Ishise et al. 2021; 弘瀬ほか、2008；Ishida,- 松田断層など）が、力学的境界である。

1992）。Yukutake et al.（2012）は丹沢山地で発生する

一方、衝突帯の東西に位置する相模トラフ・駿河ト

地震のメカニズム解と応力場の解析から、衝突帯と沈みラフでは、PHS が陸側のプレートの下に沈み込んでお込みの境界を推定した。丹沢山地で発生する地震のうち、り、浮揚性地殻である伊豆弧と沈み込むプレートの間に

東経 139 度付近を境界として東側では大正関東地震には何らかのギャップが存在すると考えられている。貝塚

近いメカニズム解が卓越し、西側ではさまざまなメカニ（1984）は、地形学的考察から浮揚性沈み込み（衝突）

ズム解の地震が発生する。一方で、周辺の応力場は北西をする伊豆内弧と通常の沈み込みをする伊豆外弧の間に南東方向に主圧縮軸をもつ比較的均一な応力場であるこ南北走向で北側ほどずれの大きくなるトランスフォーとから、西側の領域には PHS の衝突に起因する様々なム断層が存在するはずであるとした。このような考え方向を持った亀裂系が存在するためにメカニズム解がば

方は現在でも支持されている（例えば、小山、1995；

らつくと解釈した。このような震源メカニズムの違いは、

Ishibashi、2004）。

地形・地質学的考察から期待される衝突と沈み込みの境界に存在するとされるギャップ（例えば西相模湾断裂 ;2.2.

Ishibashi, 2004）によって区切られている可能性が考え地下構造・フィリピン海スラブ

衝突帯の地殻やスラブの構造を明らかにするために、られるが、これまでのところ地震波速度構造からはその地震波を用いた解析がこれまで数多く行われてきた（例ような構造的ギャップの存在は明らかにされていない。

えば、Ishida, 1992； 山岡ほか、1994；弘瀬ほか、2008;
Nakajima et al., 2009； Arai et al. 2009, 2013, 2014； 佐

2.3.

地殻変動

藤ほか、2010）。伊豆衝突帯の北西方向の深部延長ではプレートの衝突と沈み込みは、さまざまな地殻変動を地震がほとんど発生しないことは 80 年代から知られて伴う。伊豆衝突帯周辺地域の地殻変動については、従来

おり（山崎・大井田、1985）、この地域のスラブの形状から行われている三角測量・三辺測量・水準測量に加え、は震源分布からは明らかではなかったが、2000 年代に

20 世紀末から利用されるようになった宇宙測地技術を入り防災科研の基盤観測網が整備され、広域の地震波速用いた観測により、その特異性が指摘されてきた。特異度構造モデルが得られるようになった（例えば、松原ほ性が顕著に表れるのは伊豆半島の動きである。伊豆半島- 32 -

が PHS の運動方向から有意に西方にずれた動きをして

et al. (2020) は、伊豆衝突帯周辺の GEONET に加え、いることは、古くから知られていた。

小田原周辺に展開した稠密な GNSS 観測網のデータをHashimoto and Jackson（1993）は、
三角測量、
三辺測量、

用いて、北伊豆断層付近から東に向かうにつれて北向き

Very Long Baseline Interferometry（VLBI）による地殻ベクトルの大きさが大きくなることを示した。これは、変動データに基づき、日本列島の地殻変動を説明するブ

Seno (2005) で予見されていたせん断変形帯に該当する

ロック断層によるモデリングを実施した。そのブロックと考えられる。

断層モデルにおいて、PHS の剛体部分から分離した伊伊豆半島よりも東の神奈川県に目を向けると、同地域

豆マイクロプレートを提案し、伊豆半島周辺の地殻変動の地殻変動は、相模湾下において陸側のプレートの下にの説明を行った。

沈み込む PHS の固着により特徴付けられる。Yoshioka

Sagiya（1999） は、GNSS の 変 位 か ら、 東 海 地 域 にet al.（1994） は 三 辺 測 量、 水 準 測 量 の デ ー タ か ら、おけるユーラシア―PHS 間の固着状態の推定を行った。

N33° W 方向に最大で 3.5 mm/yr すべり欠損（バックス

それによれば、駿河湾下でプレート間固着が弱く、PHSリップ）を推定した。Sagiya（2004）は GNSS の観測デーの本来の変位方向とズレが生じており、その原因として、タに基づき、同地域のすべり欠損を同程度の約 3.0 mm/

PHS 北端の局所的な変形が、プレートの収束による歪

yr と見積もった。これは、陸側のプレートと PHS の相を伊豆半島の両側の断層に分散させているためと考え

対変位速度（Seno et al., 1993）に等しく、相模湾下のた。Mazzotti et al.（1999）は GNSS の変位データによプレート間固着が強いことを示唆している。

り、銭洲海嶺付近から伊豆半島にかけての地殻変動を明以上に示したように、相模湾側では、沈み込むプレー

らかにした。また、伊豆マイクロプレートに相当するブトの固着に特徴づけられ、北北西方向の変位が顕著であ

ロック（銭洲―西伊豆ブロック）の地殻変動を説明するるのに対し、伊豆半島は衝突により北進できなくなり西オイラー極を初めて推定した。Nishimura et al.（2007）

進しているという状態にある。伊豆半島東部における変は、GNSS の変位データから中部日本に対する伊豆マイ形の集中は、これらの変位速度差に起因していることがクロプレートのオイラー極を伊豆半島の付け根付近に推示唆される。

定し、伊豆半島の衝突が伊豆の西進に代表される地殻変動の原因であることを示唆した。

2.4.

現在のプレート境界はどこか？

現在のところ多くの研究で、伊豆半島の現在の地殻変

伊豆衝突帯周辺で発生する地震像を明らかにするため

動は PHS の剛体部分から分離したマイクロプレートとには、伊豆衝突帯の地震テクトニクスの理解、とりわけして記載されているが、一方で伊豆マイクロプレートがプレート境界の位置の推定が重要である。そこで、現在剛体的なふるまいをしていない観測事実もある。具体のプレート境界はどこか、という視点でこれまでの研究

的には北伊豆断層帯周辺で GNSS の変位速度場が大きをまとめる。プレート境界には様々な定義があるが、こく変化しており（吉田ほか、2011; Kimura et al., 2011;

こではプレートの相対運動を解消する境界をプレート境

Nishimura et al.. 2007）、伊豆マイクロプレートの存在界とする。

を仮定した変位速度場のモデル値と観測値で残差が大

地形的には相模トラフや駿河トラフは PHS の陸側プ

き く な る (Nishimura et al., 2007)。 ま た、 石 橋・ 井 澗

レートの下への沈み込み口であり、その深部延長の断層（2004）は伊豆半島における西向きの GNSS 変位ベクト面でのすべりがプレートの相対運動を担っていると考え

ルを衝突による影響と考え、ユーラシアプレートに対すられてきた。これらのトラフの陸上への延長は富士川断る PHS の本来の運動方向に、衝突の効果としての南南層帯や国府津 - 松田断層帯である。しかし、国府津 - 松

東方向の速度欠損ベクトルを与え伊豆半島の西進の説明

田断層から富士川河口断層帯までの間においては相対運を試みたが、やはり北伊豆断層帯の東側のブロックの動を賄うとみられる断層のトレースが見出されておらず変位が大きく異なるために、検討から除外をしている。

（佐藤ほか、2010）、東西のトラフを結ぶプレート境界

Seno（2005） は、 石 橋・ 井 澗（2004） が 推 定 し た 南

上端（沈み込み口）の位置についてはよくわかっていな

南東方向の速度欠損ベクトルを説明するモデルとして、い。Nakamura (1984) は地質学的考察から、箱根の北

伊豆半島の下にデタッチメント断層を推定した。Seno

縁部から西縁部に境界が存在する（物質境界）とし、石（2005）のモデルにおいては、デタッチメントの東側に橋（1988）や小山（1995）でもそれを踏襲している。

せん断変形帯の存在が予見されており、平面分布図に基

近年の反射法探査からは、上記に示したような断層帯

づけば、それは伊豆半島の東部の地域に当たる。Doke

はプレート境界からの分岐断層であることが明らかと- 33 -

なっている。伊豆衝突帯における大規模な地下構造探査

et al., 1984）であると考え、これらを結ぶ高角な横ずれの先鞭は国府津 - 松田断層を北東 - 南西方向に横断する成分を持つ逆断層帯の存在を提案し、この断層帯を「西測線で実施されたバイブロサイス反射法地震探査（笠原

相模湾断裂」と名付けた。

ほか、1991）である。笠原ほか（2002）はその再処理・

1980 ～ 90 年代にかけて、第四紀後期から現在に至る

再解釈を行い，足柄平野の地下には、国府津 - 松田断層

テクトニクスについての研究が活発に行われ、さまざまから分岐した低角な逆断層が少なからず伏在しているこな観測をもとに概念モデル・物理モデルが構築された。

とを明らかにした。さらに、2002 年以降複数の文科省

それらの特徴と問題点は小山（1994）に総括されていによる大型プロジェクト（大都市大震災軽減化特別プロ

る。90 年代以降発展した GNSS など測地データを用い

ジェクト、首都直下地震防災・減災特別プロジェクト、た研究では、伊豆半島の西進を説明するために、伊豆マ

国府津－松田断層帯における重点的な調査観測）によりイクロプレートのように PHS とは異なる運動をする領

相模湾沿岸にわたって実施された大規模な地殻構造探査域を設定し、その境界でも相対運動の一部が解消されるの結果は，国府津 - 松田断層が地下深部でプレート境界とする考え方が主流である。伊豆マイクロプレートの型の震源断層に収斂する分岐断層であることを示してい

東側の境界は、Mazzotti et al.（1999）が、Koyama andる（Sato et al., 2005；佐藤ほか、2010 など）。そして関

Umino（1991）に基づき伊豆半島の中央部を通るよう

東地震タイプのプレート境界地震のうち何回かに一度、に設定していたのに対し、Nishimura et al.（2007）は、これらの分岐断層が活動する、と考えられている。

伊豆半島の東方沖の西相模湾断裂（Ishibashi, 2004）付

PHS と陸側プレートの相対運動の多くは、関東地震

近に設定している。伊豆マイクロプレートの東側以外ののような大地震によって解消されると考えると、普段境界については、南方は伊豆半島と銭洲海嶺の間を通り発生する地震のうち関東地震に近いメカニズムを持つ

南海トラフに合流し、そこから北に向かって駿河トラフ

ものはおおむねプレート境界で発生した地震であろうを陸上に延長し、箱根の北側を回って東側の境界にもどと解釈できる。丹沢から伊豆半島付近までスラストタる境界線が想定されている。一方、既存の構造線や断層

イプの地震の震源を追っていくと、丹沢付近で深さ 20における相対運動ではなく、Doke et al. (2020) のよう

km 程度、小田原付近でも 10 km 程度の深さに震源がに幅を持ったせん断帯とする考え方もある。せん断帯がある。それより南は地震の活動度が低くなるものの、生じる原因として、Seno（2005）や Doke et al. (2020) は、

時折発生する群発的な微小地震の震源の深さを延長し伊豆半島下のデタッチメントとプレート境界の固着強度ていくと、地表にぶつかるのは伊東付近である（例えの違いで説明をした。

ば Ishibashi,2004； Yukutake et al., 2012； Doke et al.,

いずれの考えにおいても、伊豆半島東部において変形

2020）。Nakamura et al.（1984）は国府津 - 松田断層帯が集中していることは確かである。重要なことはこの歪など物質境界の陸側にある活断層を力学的境界と呼び、がどのようにして解消されるかである。マイクロプレー

プレート間の相対変位の一部が地表に現れていると解釈

トモデルの境界の断層で発生する巨大地震で歪が解消さしたが、現在はその最前線が南方に移動している可能性れる場合と、関東地震型のプレート境界地震により歪がもある。比較的近い考え方として、1923 年関東地震の弾性的に解消される場合とで、地震像が大きく異なるこ

地殻変動の解析から、真鶴付近の地下まで断層（プレーとになることから、この地域の地殻構造や歪の収支を明ト境界）が存在するとする考え方もある（熱海 - 沼津構

らかにすることが重要な課題である。

造線：Tada and Sakata, 1977）。しかし、地表ではプレート境界の存在を示唆するような地形・地質の不連続が見

3.

られないといった点で、決定的な説となっていない ( 松

第 4 期中期研究計画における研究成果の概要
第 4 期中期研究計画における課題 I-2『プレート収束

田、1993)。

帯に発生する地震の研究』においては、地形・地質学、

PHS 内部の浮揚性地殻である伊豆内弧と沈み込む伊

測地学、地震学という異なる 3 つの分野からのアプロー

豆外弧の間にも相対的な変位が生じるはずであるから、チにより、過去に発生した地震、あるいは今後発生する

伊豆半島の東部沖から箱根の東縁を通って丹沢付近ま可能性のある大地震の具体像を明らかにするための研究

で、相対運動を解消する断層が存在する、とする考え方を行なってきた。個別の研究課題は、1）地形地質・古もある。石橋 (1988) は、伊豆外弧が伊東沖から陸側プ

地震学的手法による研究、2）伊豆衝突帯・沈み込み帯

レートの下に沈み込む一方、伊豆内弧の沈み込み口は箱のテクトニクスに関する研究、3）観測・解析手法の開発、

根のすぐ北側に存在するプレート物質境界（Nakamuraの 3 つに大別される。
- 34 -

『1）地形地質・古地震学的手法による研究』では、神

南足柄市矢倉沢において、下盤が箱根古期外輪山の凝灰

奈川県西部に位置する平山断層周辺の地質構造に関する

角礫岩、上盤が足柄層群瀬戸層よりなる逆断層を発見し研究を実施し、同断層による地形面の変位を明らかにすている。そこで山北町平山から南足柄市地蔵堂にかけて、るとともに、いくつかの断層露頭の存在を明らかにした

島根大学の林広樹研究室と共同して平山断層周辺の地質（3.1 節）。また、神奈川県東部における海岸低地（鎌倉・調査を行った。その結果、天野ほか（1984）が報告し逗子・三浦）における地質発達史に関する研究として、た露頭も含めていくつかの断層露頭を発見した（楢崎ほ

ボーリングデータの解析から、過去の関東地震に対応すか、2021）。地蔵堂から矢倉岳西部にかけての地質構造

る古地震イベントを特定した（3.2 節）。

はこれまで知られている以上に複雑な構造をしている可『2）伊豆衝突帯・沈み込み帯のテクトニクスに関する能性が高いことが明らかとなった。

研究』では、地震波速度構造（地震波トモグラフィ）により伊豆衝突帯北縁部における地下構造について推定を3.2.

行い、深成岩体やトラフ充填堆積物に対応する構造を検史

海岸低地（鎌倉・逗子・三浦）における地質発達出した（3.3 節）。また、レシーバ関数解析により、フィ2011（平成 23 年）年 3 月に発生した東北地方太平洋

リピン海プレートまたはスラブのモホ面の３次元形状を沖地震による大規模な津波被害を受けて、県土整備部は明らかにした（3.4 節）。さらに、
GNSS 観測データから、「神奈川県津波対策推進会議津波浸水想定検討部会」を

伊豆半島北東部においてせん断変形帯の存在を明らかに設置し、津波の波源となる断層の見直しと津波シミュ

し、それを説明する概念的なモデルの検討を行った（3.5

レーションを実施するとともに、相模湾沿岸の数カ所で節）。

ボーリング調査を実施し、津波堆積物の発見を試みたが『3）観測・解析手法の開発』では、地下の異方性構発見には至らなかった。一方、当所ではこうした調査の造を推定するための S 波スプリッティング解析につい継続が必要と考え、県土整備部の調査終了後の、2012て、wiener filter の導入を試みた（3.6 節）。また、本稿（平成 24）年度から 2014（平成 26）年度に津波堆積物において特に概要は述べないものの、地殻変動分野にお調査事業を実施し、鎌倉市、逗子市、三浦市における掘いて、干渉 SAR 時系列解析の導入や、傾斜計データに削調査と、遺跡発掘調査で検出された特異な地層の調査

おいて異常検出を高度に行うための表示方法の検討などを実施した。第 4 期中期研究計画の期間中（2016（平も行なった。これらについては、地震・地殻変動のモニ

成 28）年度～ 2020（令和 2）年度）は、それまでに得

タリングに活用されている。

られた膨大なデータを解析して、新たな知見を 3 本の論以下に、各研究課題における成果の概要を示す。

文にまとめて発表した。以下に概要を記す。
松島ほか（2018）では、鎌倉市由比ガ浜二丁目の遺3.1.

跡発掘現場で検出された特異な堆積物の解析を行った。

平山断層周辺の地質構造調査「平山－松田北断層帯」「塩沢断層帯」を構成する活断

この堆積物は、滑川沿いで検出された砂丘砂とシルトお層群については、活動史を明確にするデータが得られてよびレキの混合物で、レキの方向性から、滑川沿いに遡いるのは平山断層のみである（Ito et al., 1987；上杉ほか、上する流れによる自然堆積物である可能性を指摘した。

1996）。これらの断層（帯）は被害地震を引き起こす可また、含まれる炭化物の年代測定から、この堆積物が能性もあることから、その意義を再評価することは、適1703 年に発生した元禄関東地震で引き起こされた津波

切な防災対策について検討するためにも急務である。そによる堆積物である可能性が指摘された。

こで、平山－松田北断層帯について活動時期に関する新Mannen et al.（2018）では、鎌倉市および逗子市でたなデータを取得するため、地表踏査、地形解析、地質掘削された 13 か所のボーリング試料を解析することに構造解析、年代測定等を行い、高精度に評価することをより、両市の海岸低地がいずれも歴史時代に干潟から目的とした。まず、これまでに平山－松田北断層帯にお離水して河川の氾濫原となったが、その時期は 9 世紀、いて当所で行ってきたテフラ分析の結果を整理し、地表

13 世紀、18 世紀の 3 つのグループに分かれ、文献から地質調査を行い、南足柄市立北足柄中学校跡地の地形面知られている巨大地震の発生時期と近接していることが（矢倉沢面）が、この北側に位置し、「平山－松田北断層

明らかになった。このことから、878 年元慶地震、1257

帯」を構成する活断層の一つである内川断層によって 2.0

年正嘉地震または 1293 年正応地震が関東地震タイプのm/ 千年の平均変位速度で隆起している可能性を示した。

地震であることが推定された。また、歴史時代を通じて平山断層の南方延長については、天野ほか（1984）が、三浦半島における大規模地震時の隆起は地震間の沈降に- 35 -

より変位が相殺されていることが明らかとなった。一方、

時地震観測点を設置し、伊豆半島北端部における速度構

鎌倉では過去 6000 年間に 4 m ほど隆起していることが造の推定を行った。この観測は本来箱根火山下のマグマ

わかり、隆起を起こす未知のイベントが、1000 年以上

溜まりの制約を目的としたものであるが、地震波トモグ前に発生していた可能性が示唆された。

ラフィー解析により伊豆衝突帯北縁部に関しても以下の金・萬年（2018）では、三浦半島南端における掘削知見を得た（Yukutake et al., 2021）。箱根火山北東側深と段丘地形の解析に基づき、隆起年代が鎌倉市や逗子市

さ 3 km、図１中の R1 と記載された領域に南北方向にで得られた結果とほぼ一致していることを明らかにした分布する高速度域の存在が明らかになった。この領域のが、地震間の沈降にもかかわらず、三浦半島南端では隆西端には矢倉岳が位置し、ここでは中性の深成岩である

起が多少残存したことを報告した。

石英閃緑岩の貫入岩体が確認されている。高速度域の速一連の研究から、神奈川県の相模湾沿岸は長期にわた度値は伊豆の中部地殻を構成すると考えられる中性の深り地殻の上下変動が顕著に累積しておらず、津波堆積物成岩であるトーナライトなどのものと一致しており、この発見や隆起沈降履歴の検出には地質学的に厳しい条件の領域の深さ 3 km で比較的広範囲に中性の深成岩が分にあることが認識された。一方、低地堆積物の離水年代布している可能性が示唆された。また図１中の R2 と記や遺跡での特異な堆積物の詳しい検討により過去の地震

載された領域では顕著な低速度域が検出され、丹沢と伊や津波の履歴が明らかになる可能性も指摘できた。

豆の衝突により形成されたトラフ充填物の分布を反映していると考えられる。

3.3.

地震波トモグラフィー解析による伊豆衝突帯北縁部の地下構造本研究課題では、箱根及びその周辺域に約 40 点の臨

図1

深さ 3 km における箱根火山周辺域のＳ波速度構造 (Yukutake et al ., 2021)。R1、R2 については本文参照。
- 36 -

3.4.

弘瀬ほか、2008； Nakajima et al., 2009）や下部地殻上

神奈川県とその周辺におけるフィリピン海プレー

面（Arai et al., 2009, 2014) に比べて常に深い。また、トまたはスラブのモホ面の３次元形状
本研究課題では、神奈川県とその周辺地域においてレ

この不連続面の深度分布は、地震波トモグラフィー解

シーバ関数解析を行い、衝突を実現させている 3 次元変

析（Ishise et al., 2021）によって推定された P 波速度 7.5

位場を把握する上で重要な、リソスフェア内の境界面形～ 7.7 km/s の等速度面とおおよそ一致する（本多ほか、状の推定を試みた。これまでにこの地域と一部重なる領

2021）。よって、この不連続面がモホ面に対応するとい域でレシーバ関数解析が行われたことがある (Kinoshita

う解釈は妥当であると考える。

et al., 2015) が、3 次元的な層境界面形状は推定されて丹沢山地付近では十分な密度の観測網があるにも関わこなかった。

らずモホ面に対応するレシーバ関数のピークが検出でき

本研究課題では、2007 年から 2017 年までの期間に解なかった。その原因としてモホ面における速度コントラ析領域内の観測点で得られた遠地地震（震央距離 30˚–

ストが小さいことが考えられるが、さらに詳しい調査の90˚、M6 以上）の波形を用いて、P 波レシーバ関数と S

結果、より深部の構造による波線の入射角の変化がピー

波レシーバ関数を作成した。レシーバ関数の作成には時クの検出に影響を与えることがわかり、必ずしもピーク

間拡張型マルチテーパ（Shibutani et al., 2008）を用い、の大小が速度コントラストの大小を直接反映しているとカットオフ周波数 0.56 Hz のローパスフィルタを適用しは断定できないという結論に達した。

た。作成したレシーバ関数は、Matsubara et al.（2019）

本研究では、伊豆半島の地殻の厚さを 35 km 程度との 3 次元地震波速度分布と防災科学技術研究所の浅部・推定したが、この厚さは Kodaira et al.（2007）が人工

深部統合地盤モデル (Shallow and deep layers combined

地震探査によって推定した伊豆島弧の地殻の厚さ（26 –model, 2019) を仮定して深さ変換し空間的に平均した。

32 km）と比較して厚い。小山（1986）の地質調査では、解析の結果、本研究の解析領域の広範囲に、フィリピ

伊豆半島の地層は過去 2000 万年かけて深海底から隆起

ン海プレートおよびスラブのモホ面に対応すると考えしてきたと解釈されているが、地殻の厚化がその隆起のられる不連続面が 20 – 60 km の深さに検出されその形原因ではないだろうか。また、その厚化の原因として、状が推定された。この不連続面は、これまでに推定さ短縮変形のほか、火成活動に伴う多量のマグマの付加なれているフィリピン海スラブ上面（Hirose et al., 2008；

どによる可能性を上げることができる。

図2

フィリピン海プレートおよびスラブの地殻部分の厚さ分布。
- 37 -

先行研究により推定されたフィリピン海スラブ上面のり、同断層帯はせん断変形帯の西側の縁に位置している

深度分布を考慮してフィリピン海スラブの地殻の厚さのことが分かる（図 4）。加えて、断層のジオメトリーの分布を推定した（図 2）。その結果、伊豆半島と富士山、観点からは、北伊豆断層帯の東側にのみ複数条の共役断

箱根火山付近の直下では 35 km 以上の厚さの地殻が分層群が分布しており、地形・地質学的なタイムスケール

布しており、その領域から遠ざかるにつれて地殻部分はにおいても変形が非対称に蓄積していることが伺える。

薄くなっていることが分かった。例えば湘南地域や三浦

Doke et al.（2020）では、既存のモデルにおいて伊豆半島付近の相模湾から沈み込んだ地殻は 20 km よりも半島下に仮定されていたデタッチメントモデル（Seno,

薄い。つまり、フィリピン海プレートおよびスラブのう2005）を拡張し、せん断変形帯下に弱く固着したデタッち衝突帯の地殻は沈み込んでいる領域の地殻に比べて厚チメントが存在する概念的なモデルを提案した。

いことが明らかとなった。
3.5.

GNSS 観測による伊豆半島北東部の地殻変動

本研究課題では、国土地理院による GEONET 観測点に加え、当所が独自に設置している観測点および気象庁の観測点を使用し、伊豆半島周辺の地殻変動を明らかにし た（Doke et al., 2020）。 図 3 に は、2016 〜 2018 年の 3 年間の GNSS 観測で得られた伊豆半島およびその周辺地域の水平変位速度のベクトル（GEONET 函南観
測点固定）を示す。また、図 4 は、東西断面に変位速度の北向き成分をプロットした、変位速度プロファイルである。これらの結果における地殻変動の特徴は以下のとおりである。1）北伊豆断層帯およびその北側延長部付近を境に、東側の幅約 15 〜 20 km の地帯では、東に位置する観測点ほど北向き変位速度が大きくなる。２）北伊豆断層帯の西側では、このような顕著な南北成分の変化は認められない。
また、同様な地殻変動の傾向は過去の期間においても認められ（図 4）、
数年～数十年の時間スケールにおいて、
北伊豆断層帯周辺から東側の地域が、南北方向に左横ず
れせん断変形していることが確認できる。なお、GNSS

GNSS 観測より得られた伊豆半島周辺の水平変位

速度場（2016 年〜 2018 年）。固定点は GEONET 函南

観測による北伊豆断層帯を境とした変形は、非対称であ

図4

図3

観測点。

北緯 34.9°〜 35.4°区間における北向き変位速度の東西断面。

横軸は、GEONET 函南観測点からの東向き方向の距離（正が東、負が西）を示す。凡例に示した 3 年間ごとの変位速度についてプロットしている。
- 38 -

wiener filter を用いた S 波異方性解析手法の導入

ば、方位θの水平成分の波形 H( θ , t) を、それと直交

将来地震が発生する場所、規模、メカニズムを知るたする水平成分 H( θ +90, t) と wiener filter w(t) を用い

めには、応力や歪の蓄積について明らかにする必要があて、H( θ , t) ≅ w*H( θ +90, t-Dt) と表現すると、そる。応力と地震波速度異方性とは関連しており、異方性の水平成分の方向θが対称軸 ( 速軸 ) の方向に一致し、の時空間分布を詳細に調べることで、応力の蓄積過程にDt が到達時間差に一致すれば、w(t) はデルタ関数に一関する情報を得ることができる可能性がある。当所では致する。w(t) がデルタ関数に最も近づくようにθと Dt

S 波の異方性について研究を実施しており、
S 波スプリッをサーチすることで、スプリッティングパラメータであティングに基づく解析が行われてきた。この解析では、る速い S 波の振動方向（LSPD）と 2 つの S 波の時間差

異方的な媒質では S 波が速く伝わる振動方向と遅く伝（Dt）を推定する。最適なフィルタを得るための指標とわる振動方向に分離して伝わることを利用し、スプリッ

して、本研究では、 J =3.6.

ティングパラメータとしてそれぞれの振動方向と観測点

2t (tw(t)) /2 を導入
t w(t)した。この指標 J が小さいほど、w(t) の広がりが小さくへの到達時間差が推定される。スプリッティングパラ

デルタ関数的であるといえる。

メータの推定には、波形の相互相関を用いた手法（Cross

実際のデータを用いて解析した結果について、特徴を

Correlation 法；例えば、Shih and Meyer,1990）がよく

簡単にまとめる。実際に観測された地震波形の S 波部使われる。この手法では、S 波の水平 2 成分の波形を

分 0.5 秒間（S 波到達時刻の 0.2 秒前から 0.3 秒後まで）回転し、時間ずれを与えて 2 成分間の相関係数を求め、を切り出し、2 〜 8Hz のバンドパスフィルタをかけた

最も相関係数が高くなる回転角と時間差から S 波速度ものを使用する。従来法で解析したスプリッティングパの異方性を推定する。この手法では回転角と時間差ごとラメータは回転角 151 度、時間差 -0.055 秒であった。

に相関係数が得られるが、位相の周期性によって相関係

フィルタ長や波形の長さを変えながら wiener filter を用

数の高い時間差（local minimum）が周期的に現れる。

いて解析し、推定されるスプリッティングパラメータにこのような位相の周期性から local minimum が生じる

どのような影響が表れるかを検討した。

問題を回避するために、蓬田 (2015) が提唱した wiener

フ ィ ル タ 長 を 波 形 の 100% か ら 40% ま で 変 え て

filter を導入して解く手法を S 波の異方性解析に適用し、wiener filter を計算したところ、フィルタ長が長いほうその効果について考察した。

が波形の再現性がよく、短くすると観測波形の端のほう

一般に S 波の異方性を解析する際には、（１）地震波が再現できなくなった。また、推定されるスプリッティの波長が、解析対象の割れ目などの大きさに比較して十ングパラメータも従来法の結果とは大きく異なる結果と分に長い、（２）異方性によって分離した 2 つの波形（速なった。次に、使用する波形の両端それぞれの 0.1 秒をい振動方向の成分と、それに直交する遅い成分）は相似

削除して、長さを 0.35 秒にして同様の解析を行ったと形で、単に時間軸方向にずれるだけ（分散などがない）

ころ、0.5 秒の時に比べ、フィルタ長さによる違いはあである、という暗黙の仮定がある。この仮定にのっとれまり見られず、推定されるスプリッティングパラメータ

図５(d) 1/J の分布と回転角 151 度、時間差 -0.055 秒（図中の○の位置）での (e) 波形と (f) フィルタ。赤実線、青点線は観測波形の 2 成分、緑は赤の波形にフィルタをコンボリューションして得られた波形。横軸はいずれも時間（秒）。
- 39 -

図６

図５の△の位置での (a) 波形と (b) フィルタ。1/J が大きいが、フィルタの形が非対称になっている。
に近い位置に、ピークが得られた。
4.

第 5 期中期研究「南関東の広域テクトニクスの解明」
神奈川県では地震時の被害軽減を目的として、いくつかの断層を想定した想定震度分布を公表しており、中央
防災会議における巨大地震モデルの検討や地震調査推進本部における活断層の長期評価の結果を踏まえて、適宜改定した断層モデルに従って想定震度分布を更新している。神奈川県に被害を発生させると予想される地震のう
ち、最も発生確率が高いものは南関東を震源とするいわゆる首都直下地震であるが、それらの具体的な震源は必
ずしも明らかではない。
対称フィルタ ws (t ) = {w (t )+w (-t )}/2 を使ったと

石橋 (1988) は伊豆衝突帯のテクトニクスを説明する

きの 1/J の分布（図 5 の (d) に対応）従来法で推定されためのモデルとして、西相模湾断裂モデルを提唱した。

るパラメータに近い位置にピークが得られた。
また、ピー

このモデルでは浮揚性沈み込みに伴うプレート運動のクの広がりは従来法よりも狭く、推定誤差も小さいこと

ギャップの解消をうまく説明すると同時に、小田原付近が期待できる。

で発生した M7 級の直下型地震（1633 年寛永小田原地図７震、1782 年天明小田原地震、1853 年嘉永小田原地震）
も波形が長い場合に比較して改善された（図５）。J のが比較的短い期間で繰り返すことをテクトニクス的に説値が小さくなる時間差と角度が必ずしも従来法から推定明しており、現在でも「神奈川県西部地震」として地震されたものと一致しないことや、最適値のまわりでばら被害想定の中に組み込まれている。しかし、近年の地震つく理由の一つとして、波形にわずかな分散性があり、や地殻変動の観測網の充実と長期的な観測データの蓄積

wiener filter はこの影響も含めて二つの波形の関係を示

から、プレートの相対運動を解消する様々なモデルが提していることが考えられる。

案されていることを考えると、新たなテクトニクスモデ

次に、どのような時に J が小さくなっているのかをいルや地震モデルを用いて、被害想定を更新していく必要

くつかの点で調べてみる。1/J のピークがたつ位置（図がある。当所においても、伊豆衝突帯周辺の地震テクト

５の△と○の位置）での波形とフィルタを見てみると、ニクスの解明に寄与する研究をこれまでも実施してきた△の位置ではフィルタの中心（t=0) 付近で振幅が大き（3 章参照）。その中で、地殻変動の解析や地震波を使っいが、左右非対称の形をしていることが分かる（図 6）。

たプレート構造の研究から、神奈川県に被害を及ぼす地

スプリッティング解析の仮定を満たす波形の場合、期待震像を説明するためのテクトニクスモデルが明らかとなされるフィルタは t=0 付近に振幅が集中した対称なフィりつつある。またこれまで当所で実施しなかった津波にルタ（デルタ関数）でなければいけない。この基準を関する地質学的研究から、未知のプレート境界地震の痕考慮するため、対称フィルタ（ws(t) = {w(t)+w(-t)}/2)

跡の可能性も示された。しかし、将来発生する地震像をを導入し、この ws(t) を用いて J を計算した。短い波形

明らかにするためには、様々な研究手法を用いた、よりを使い、フィルタ長 80％としたときの結果を図７に示

広域かつ様々な時間スケールでの調査研究が不可欠であす。従来法によって推定されるパラメータ（図５d の○）る。今後も伊豆衝突帯の地震テクトニクスの解明は重要- 40 -

な研究課題であることは変わりがないことから、次期中動が活発化することが明らかとなってきた (Yukutake et期研究計画においてもこれを研究計画の柱として位置付

al., 2019))。深部低周波地震の発生域は、深さ 20 km 付

け、県の地震防災対策に寄与することを目指す。今年度近であり、沈み込むフィリピン海プレートの境界にも近（令和 3 年度）
より第 5 期の中期研究計画が開始され、「噴

いと考えられる。したがってこれらの深部低周波地震の火リスク評価に向けた箱根火山の統一的理解」、「県内温発生メカニズムなどを明らかにすることは、箱根火山の泉・地下水の現状把握と評価」、「南関東の広域テクトニ

マグマ供給系の解明のみならず伊豆衝突帯の地震テクト

クスの解明」の 3 つのテーマが設定された。以下、「南ニクスを考える上でも重要である。
発生メカニズム解明のためには少なくとも通常の火山

関東の広域テクトニクスの解明」について記述する。
第 5 期中期研究計画では、地震学・測地学・地質学的

構造性地震（ＶＴ地震）と同程度の精度での震源決定が手法による調査、解析を実施し、得られた結果を統合し必要であるが、波形の立ち上がりが明瞭でないことや、て広域かつ異なる時間スケールでのテクトニクスを明ら位相が読みにくいことから深部低周波地震の震源につい

かにし、そこで発生する地震像の解明を目指す。その成てはかなりの誤差を含んでいることが推測される。そこ

果目標として、以下の 2 点を挙げた。

で本研究では、箱根カルデラ内とその周辺に稠密地震観【１．地下構造（プレート構造）の解明】

測網を構築し、アレイ観測によって深部低周波地震の高地震学的研究を主体として、現在の地下構造（プレー

精度な震源決定を目指す。

ト構造）を明らかにするとともに、得られた構造と地殻
変動・地形地質も考慮してひずみの蓄積過程や地震像に

4.2．広域かつ異なる時間スケールでみた南関東のテク迫る。

トニクス解明【2．広域かつ異なる時間スケールでみた南関東のテク「異なる時間スケールにおける地殻変動速度分布に基トニクス解明】

づく神奈川県周辺のテクトニクスの解明」

主として地質学的・測地学的手法を用いて、広域的か

神奈川県東部には、ヒンジラインと呼ばれる変形構造

つ異なる時間スケールでのテクトニクスについて研究をが地形学的に認められている（町田、1973）。これは、行う。そしてこれらをもとに下記の個別課題を設定し調プレート境界型の地震による隆起によるものとする考え

査研究を進めている。

があるものの、1923 年の関東地震時の隆起のパターン
は、この変形構造のパターンとは整合しない。したがっ4.1．地下構造（プレート構造）の解明て、地形学的な変形を担う伏在活断層の存在や、1923「南関東を含む伊豆衝突帯周辺の地下構造解析」

年の関東地震とは異なる変位パターンのプレート境界地

前中期計画の研究では、レシーバ関数解析により伊豆震が存在する可能性などが挙げられる。本研究では、こ衝突帯とその周辺におけるフィリピン海プレートのモホの地域に発生する可能性がある地震の具体像を明らかに

面の深度分布を明らかにした。衝突帯の構造モデルをさする目的で、測地学的手法による地殻変動速度と、地形・らに洗練されたものにするためには、解析領域内でモホ

地質学的手法による地殻変動速度のデータを解析及び既面の検出に至らなかった場所の構造解析をさらに検討す

存情報の整理に基づき取得し、比較を行う。これによりることや、モホ面以外の不連続面の検出を試みることが地震間および地震時の変位を明らかにし、この地域で発重要である。また、解析領域内で推定した構造が、解析生する可能性がある地震像を明らかにする。

領域外にどのようにつながるのかを明らかにすることも「平山断層の実態解明」

重要である。

2015（平成 27）年度に国の地震調査研究推進本部は、「箱根火山における異方性の時空間変化」

神縄・国府津－松田断層帯を「国府津－松田断層帯」「平

地震波の異方性は地中に存在する亀裂系によって生山－松田北断層帯」「塩沢断層帯」の 3 断層帯に区分した。

じ、亀裂系の密度や内部の流体の有無、応力場の変化な

このうち「平山－松田北断層帯」「塩沢断層帯」を構成どにより異方性強度などが変化することが知られていする活断層群で、これらの活断層（帯）が被害地震を引る。本研究では、S 波スプリッティングパラメータの時き起こす可能性がある。なかでも、平山断層については

間変化を追うことで、箱根火山を含む伊豆衝突帯の応力活動史を明確にするデータが得られていることから、そ場の状態を連続的に把握することを試みる。

の意義を再評価することは、適切な防災対策について検「深部低周波地震の高精度震源決定」

討するためにも急務である。そこで、平山断層について

近年、箱根火山の活発化に先立ち深部低周波地震の活地表踏査、地形解析、地質構造解析、年代測定等により- 41 -

活動時期に関する新たなデータを取得し、その活動履歴

神奈川博調査研報（自然）, 13,1-12について高精度に評価することを本研究の目的とする。

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