神奈川県西部地域における地下水位観測井の歪感度
原田昌武 *1・板寺一洋 *1・李楊 *2・鵜川元雄 *2

Strain sensitivities of groundwater level observation wellin western Kanagawa prefecture
byMasatake HARADA , Kazuhiro ITADERA*1, Yang LI*2 and Motoo UKAWA*2*1

1.

度やノイズレベルを調査し、地下水位観測が想定東海地

はじめに地震の前後に地下水の水質や水位に何らかの変化や異震の前兆すべりを検知するためのセンサーとなりうるこ常現象があることは古くから報告されており（例えば、とを明らかにしている。また、Li et al. (2021) は、温泉

平賀ほか、1985）、地震前の変化が捉えられれば、地震地学研究所の大井観測井の地下水位データについて、周予知につながると期待されてきた。中でも地下水位は連波数解析によって半日周期の潮汐振幅と理論的に予測さ続観測が比較的容易で、被圧地下水の水位変化は地中のれる体積歪のそれとを比較し、歪感度を求めている。
そこで、我々は温泉地学研究所の全ての地下水位観測歪に反応するバロメータと見なせることから、各地で観井に対して、先行研究（Li et al., 2021）と同様に地球潮測されている。
温泉地学研究所でも地震予知を目的とし、1989 年

汐を用い、それによる体積歪の理論振幅と地下水位観測から地下水位観測施設の整備を開始した（横山ほか、井で観測された潮汐振幅を比較することにより歪感度を1992；横山ほか、1995）。この施設整備は 1993 年まで推定した。また、東北地方太平洋沖地震（2011/03/11、行われ、６地点からなる地下水位観測網が構築され、現M9.0）の際に観測された地下水位変化に対して歪感度在も連続観測を継続している（図１）。

により歪変化量に変換し、地殻変動のモデル計算から推定される体積歪の変化量をどの程度説明できるかについこの観測網では、これまで、地震の明確な前兆と判断て調査した結果を併せて報告する。

できる水位変化は観測されていないが、地震に伴う水位変動は観測されている（例えば、原田ほか、2021）。こ
うした変化は地震によってもたらされた地殻の歪を反映していると考えられる。しかしながら、地殻変動の一般的なモデル計算やシミュレーション等の解析では、地下水位の変化量を直接取り扱うことはできないため、地震によって期待される地下水位変動を計算する場合など、定量的に議論する際には、水位変化を歪量に変換する必要がある。
どの程度の歪によってどれくらいの水位変化が現れるかは自明のことではない。それらの地下水位変化と歪量の関係、すなわち、観測された潮汐振幅を体積歪から理論的に推定される潮汐振幅で除したものを歪感度と呼び、これまでにもいくつかの研究例がある。例えば、小泉ほか（1999）は近畿地方に展開した地下水位井の観測データに対して歪感度を求め、地下水位観測が体積歪計として見なせることを示している。同様に、松本・北図１

川（2005）は東海地方の地下水位観測井に対して歪感*1

神奈川県温泉地学研究所*2

日本大学文理学部〒 250-0032〒 156-8550

地下水位観測井の観測点分布図。

神奈川県小田原市入生田 586

東京都世田谷区桜上水 3-25-40

報告 , 神奈川県温泉地学研究所報告 , 第 53 巻 , 75-82, 2021
- 75 -2.

- Grouping Model；Ishiguro et al., 1981 ; Tamura et

地下水位データと解析方法
温泉地学研究所では、図 1 に示した６地点に観測井al., 1991）を用い、地球潮汐によって引き起こされるを設置し、地下水位の連続観測を行っている。この全 6水位変化の振幅と位相を 15 分潮について計算した。

観測井の地下水位観測データを解析対象とした。水位のBAYTAP-G では生データを潮汐（15 分潮の振幅・位相）

観測データは、テレメータ装置によって 1 Hz サンプリとトレンドに分離すると同時に、並行観測データとしてングデータが温泉地学研究所へリアルタイムに送信され現地の気圧の 1 時間値も使用し気圧変動による水位変る。これらの秒値データから、毎分 0 秒から 59 秒の平化も推定した。何時間前までの気圧応答を考慮するかに均値を算出し、１分平均値データをデータベースに収録

ついては、0 時間前、すなわち水位データと同時の気圧している。また、その１分値データを毎時 0 分から 59データのみから 6 時間前までの気圧応答までを考慮し分で平均し、１時間値データを作成している。我々は、た予備的な解析を、大井観測井に対して行った（図 3）。

この 1 時間平均値データを解析に用いた。使用したのその結果、図 3 を見てわかるとおり、3 時間前までの気は 2018 年 1 月 1 日 00 時から 2020 年 12 月 31 日 23 時

圧応答を取った場合に ABIC が最小となったことから、までの 3 年間のデータである（図 2）。

全観測井の解析に対して 3 時間前までの気圧応答を考各観測井で使用している水位計は、水晶センサーに慮することとした。なお、計算に使用した 1 時間値は 0よる水圧式水位計である（神奈川県温泉地学研究所、分から 59 分の平均値であることから、毎時 30 分の値1999）。この水位計は測定範囲が 0 ～ 5 m であり、分解とすることにより、平均化処理による見かけ上の位相の能は 1 mm、測定精度はフルスケールの± 0.05%、すなずれが生じないようにした。

わち、± 2.5 mm である。

図 4 に BAYTAP-G による解析結果の例を示す。この

地下水位観測データの潮汐解析には潮汐解析プロ

図は、1 ヶ月分のみを抜き出したものであり、(A) は観

グ ラ ム BAYTAP-G（Bayesian Tidal Analysis Program

測データで、(B) から (E) は BAYTAP-G によって分離

図２

2018 年 1 月 1 日から 2020 年 12 月 31 日までの地下水位観測結果。大井観測井での気圧と雨量をあわせて示す。
- 76 -

されたトレンド成分、潮汐成分、気圧応答成分、残差で改良版である GOTIC2（Matsumoto et al., 2001）を用ある。

いた。計算の際には、1066A 地球モデルに基づく Green

一方、体積歪の潮汐を理論的に予測するために、地関数（大久保・遠藤、1983）を、海洋潮汐モデルには、

球潮汐・海洋潮汐荷重計算プログラム GOTIC（GlobalNAO.99b モデル、NAO.99Jb モデル（Matsumoto et al.,Oceanic Tidal Correction；Sato and Hanada, 1984） の2000） お よ び NAO.99L（Takanezawa et al., 2001） モデルを使用し各観測井での 21 分潮の振幅、位相を計算した。各観測点の座標を表 1 に示す。体積歪の潮汐を計算する際には、緯度・経度のほかに標高も必要となる。
標高については、観測井の地表面の標高からスクリーン深度の中央値を引くことによって、計算する位置の標高とした。
このように観測された地下水位の潮汐と理論的に予測される体積歪の潮汐を求めたが、その中でも特に振幅が大きく他の分潮との分離もよい M2 分潮（月起源の半日周潮）、O1 分潮（月起源の日周潮）に対して、両者の振幅を比較することにより、すなわち、地下水位の潮汐振幅を体積歪の潮汐振幅で除することにより、歪感度を求めた。また、各観測井の歪感度は、松本・北川（2005）
を参考に、M2 分潮と O1 分潮の振幅による歪感度の平図3均を採用することとした。

大井観測井における気圧応答を考慮する時間（LagTime、時間）と ABIC の関係。
3.

各観測井における歪感度
地下水位観測データから計算された M2 分潮およびO1 分潮の振幅・位相と、理論的に予測される体積歪のそれらをまとめて、表 2 に示す。地下水位の振幅について単位は mm、体積歪の振幅の単位は無次元である。また、それらから求められた歪感度（mm/10-8）もあわせて示す。
3.1.

大井観測井

観測された地下水位データからは、M2 分潮およびO1 分潮の振幅がそれぞれ、4.318 mm、3.258 mm であった。一方、体積歪の M2 分潮および O1 分潮の振幅はそれぞれ、8.269 × 10-9、5.184 × 10-9 となった。これらの値から、歪感度は M2 分潮で 5.222 mm/10-8、O1 分潮で 6.285 mm/10-8 と求められた。両方の分潮で歪感度がほぼ一致していることから、両者の平均値である
図４

5.754 mm/10-8 を大井観測井の歪感度とする。

BAYTAP-G による解析結果の例。大井観測井における 2020 年 12 月 1 日～ 31 日の部分のみを表示してなお、先行研究（Li et al., 2021）は解析方法が異なる

おり、(A) は観測データを示す。また、
BAYTAP-G によっものの、半日周期の潮汐振幅のみから大井観測井の歪感て分離された (B) トレンド成分、(C) 潮汐成分、(D) 気度を 5 mm/10-8 と求めており、これと調和的である。

圧応答成分、(E) 残差を示す。(A)(B) の右軸は歪感度を用いて歪量に換算したスケールを、(C) の青線と右軸は3.2.

小田原観測井観測された地下水位データからは、M2 分潮およびGOTIC2 によって予測される体積歪の潮汐成分、(D) のO1 分潮の振幅がそれぞれ、10.031 mm、6.928 mm であっ

青線と右軸は気圧の観測値を示す。
- 77 -

表１

地下水位観測井の位置と設置状況。緯度・経度・スクリーン深度の中央値は解析に用いた値。

表2

各観測井における M2 分潮および O1 分潮の振幅・位相と、理論的に予測される体積歪の振幅・位相。それらから求められた歪感度もあわせて示す。位相については遅れが負、また rmse は二乗平均平方根誤差を示す。

た。一方、体積歪の M2 分潮および O1 分潮の振幅はそた。一方、体積歪の M2 分潮および O1 分潮の振幅はそれぞれ、6.593 × 10 、3.532 × 10 となった。これら

れぞれ、9.699 × 10-9、6.145 × 10-9 となった。これらの値から、歪感度は M2 分潮で 15.215 mm/10-8、O1 分の値から、歪感度は M2 分潮で 3.670 mm/10-8、O1 分潮で 19.616 mm/10-8 と求められた。両方の分潮で少し潮で 3.437 mm/10-8 と求められた。地下水位の O1 分潮値は異なるが、両者の平均値である 17.415 mm/10-8 をの振幅はセンサーの測定精度以下であるが、両方の分潮小田原観測井の歪感度とする。

で歪感度が非常によく一致していることから、両者の平-9-9均値である 3.554 mm/10-8 を南足柄観測井の歪感度とす3.3.

る。

南足柄観測井観測された地下水位データからは、M2 分潮およびO1 分潮の振幅がそれぞれ、3.560 mm、2.112 mm であっ- 78 -

3.4.

で歪感度が求められた。これら 5 観測井の歪感度を見湯本観測井観測された地下水位データからは、M2 分潮およびると、M2 分潮と O1 分潮のそれぞれから求められた歪O1 分潮の振幅がそれぞれ、0.955 mm、0.981 mm であっ感度がほぼ一致しているのは、南足柄観測井のみであった。一方、体積歪の M2 分潮および O1 分潮の振幅はそた。大井・小田原・湯本・二宮の 4 観測井については、

れぞれ、6.634 × 10 、3.555 × 10 となった。これら

全て M2 分潮から求めた歪感度の方が O1 分潮のそれよの値から、歪感度は M2 分潮で 1.440 mm/10 、O1 分りも小さい。

-9-9-8潮で 2.760 mm/10 と求められた。地下水位の潮汐振幅

また、潮汐の位相については地下水位と体積歪で大きはセンサーの分解能以下であり、また、両方の分潮で歪く異なっている観測井もあるが、大井・南足柄・二宮観感度が若干異なっていることから、これまでの 3 観測測井では、M2 分潮の位相遅れが O1 分潮のそれよりも井（大井・小田原・南足柄）ほどの信頼性はないものの、大きい。なお、位相については遅れを負に取っているが、参考値として両者の平均値である 2.100 mm/10 を湯本

体積歪と地下水位で逆位相、つまり、体積歪の正（膨張）観測井の歪感度とする。

が地下水位の負（水位低下）となることから、地下水位-8-8の潮汐位相から 180 度を差し引いた値を表 2 に示して3.5.

いる。

真鶴観測井

観測された地下水位データからは、M2 分潮および小泉ほか（1999）によれば、帯水層の透水係数が小O1 分潮の振幅がそれぞれ、0.255 m、0.146 m であった。

さい等の理由で、ストレーナーから井戸内への出入りに一方、体積歪の M2 分潮および O1 分潮の振幅はそれぞ時間がかかると、それは体積歪から地下水位に変換されれ、1.003 × 10 、2.951 × 10 となった。これらの値る際に、一種のハイカットフィルターになると指摘されから、歪感度は M2 分潮で 0.254 m/10 、O1 分潮で 0.495ている。その場合、歪感度は M2 分潮の方が O1 分潮よm/10 と求められた。

り小さく、位相遅れは M2 分潮の方が大きくなるという。

-8-9-8-8

本解析の結果から、大井観測点がその条件に当たること

しかしながら、地下水位の潮汐振幅は他の観測井に比を指摘しておく。

べて 2 桁大きい。真鶴観測井は真鶴半島中央部に位置しているものの、北東約 160m、南西約 200m に海岸線があり、海洋潮汐による圧力が大きく影響していると考え

5.

東北地方太平洋沖地震時の水位変化られる。海洋の影響が顕著なことは、海岸に近接してい2011 年 3 月 11 日に発生した東北地方太平洋沖地震はること以外に、この付近の地質が安山岩溶岩で亀裂が多マグニチュード 9.0 という規模の地震で、その影響は広く、帯水層の透水係数が非常に高いことも寄与している範囲にわたった。温泉地学研究所が有する地震・地殻変かもしれない。つまり、歪以外の要因による水位変化も動観測網の中でも、箱根火山ではその地震によって動的・あると思われることから、ここで求められた真鶴観測井

静的に誘発された群発地震活動が、東北地方太平洋沖での歪感度は採用しない。

地震の直後から観測されている（Yukutake et al., 2011：
原田ほか、2012）。

3.6.

本論で解析対象とした地下水位観測井にもその影響は二宮観測井観測された地下水位データからは、M2 分潮および表れている（図 5）。原田・板寺（2012）によれば、大井・O1 分潮の振幅がそれぞれ、13.760 mm、9.761 mm であっ小田原・南足柄・二宮観測井でコサイスミックな水位低た。一方、体積歪の M2 分潮および O1 分潮の振幅はそ下が見られ、湯本観測井では水位上昇、真鶴観測井ではれぞれ、6.494 × 10 、2.849 × 10 となった。これら

津波の影響による水位の振動が捉えられている。これらの値から、歪感度は M2 分潮で 21.189 mm/10 、O1 分の観測井がある地域は、地震によってその震源方向（北潮で 34.267 mm/10 と求められた。両方の分潮で歪感東方向）に引張される張力場となることから（原田ほか、度が大きく異なっていることから、大井・小田原・南足2012）、体積歪も膨張場となり水位が低下したと考えら

柄の 3 観測井ほどの信頼性はないものの、参考値としてれる。そこで、東北地方太平洋沖地震に伴うコサイスミッ両者の平均値である 27.728 mm/10 を二宮観測井の歪クな水位変化が、モデル計算から期待される水位変化を感度とする。

どの程度説明できるか、本論で推定した歪感度を用いて-9-9-8-8-8確認した。
4.

観測された水位変化は、大井・二宮観測井では数時間

歪感度と潮汐位相の特徴
海洋潮汐の影響が大きい真鶴観測井を除く、5 観測井程度、南足柄・湯本観測井では 2・3 日程度の時定数を持っ- 79 -

図５2011 年 3 月 10 日～ 19 日の地下水位観測結果。矢印の時刻から東北地方太平洋沖地震の変化が表れている。て低下ないしは上昇している。そのため、コサイスミッ

際に必要となる震源断層モデルについてはいくつか報告

クな水位の変化量を定量的に求めることはいささか複雑されているが、本論では GPS 観測データに基づく東北である。そこで、観測された水位変化量として、原田・地方太平洋沖地震による変位から推定された２枚の矩形板寺（2012）によって示された値を参照することとす断層モデル（国土地理院、2011）を使用した（表 4）。

る（表 3）。

これらの解析の結果を、表 3 に示す。表 3(A) は東北

一方、モデル計算には、内藤・吉川（1999）による地方太平洋沖地震によるコサイスミックな地下水位の変地殻変動解析支援プログラム（MICAP-G）を用いた。

化量で、(B) はモデル計算から推定される地震による体これは、Okada (1992) によって定式化された均質半無積歪の変化量、(C) はその体積歪の変化量に本論で推定

限弾性体内における矩形断層による地殻変動を計算・図した歪感度をかけて地下水位の変化量に換算したもので化するプログラムである。このプログラムによって、地ある。よって、(A) の観測値と (C) の期待値を比較する震による各観測井での体積歪の変化量を計算した。そのことになる。

表３

東北地方太平洋沖地震による、各観測井の (A) コサイスミックな水位変化量（原田・板寺、2012）、(B) 地震時の体積歪変化量、(C) 歪感度と体積歪変化量から期待される地下水位変化量。

- 80 -

表４

国土地理院（2011）による GPS から求められた東北地方太平洋沖地震の矩形断層モデルのパラメータ。

この計算結果からは、大井観測井は地震時に観測され歪感度は水位と体積歪を双方向に換算することができた水位低下と、モデル計算から期待される地下水位低下るため、今後、地震に伴うモデル計算やシミュレーショが非常によく一致しており、歪感度も妥当な値であるこンへの地下水位データの利用が促進されることを期待すとがわかる。なお、大井観測井ではこの地震時以外でもる。

しばしばコサイスミックな地下水位変化が観測されている。それらのほとんどの場合、地震の発震機構や震源

参考文献の方位・距離とは無関係に、水位の上昇が観測されてお原田昌武・明田川保・伊東博・本多亮・行竹洋平・板寺

り、東北地方太平洋沖地震時の静的な歪変化による水位一洋・吉田明夫（2012）2011 年東北地方太平洋沖低下とはメカニズムが異なると考えられる。これについ地震によって誘発された箱根火山の群発地震活動，て Li et al. (2021) は slug test model を用いた解析を行い、地震 2，64，135-142.

地震波による井戸周辺の急激な間隙水圧の上昇によって原田昌武・道家涼介・板寺一洋（2021）神奈川県西部

コサイスミックな水位上昇が発生することを明らかにし地域における 2020（令和２）年の地殻変動観測結果 ,ている。

温泉地学研究所観測だより，71，43-50．

一方、他の４観測井については、水位変化量が 2 ～ 3

原田昌武・板寺一洋（2012）神奈川県西部地域におけ倍程度異なっている。北川・吾妻（2000）は、潮汐応る 2011（平成 23）年の地殻変動観測結果 , 温泉地答から推定した歪感度と、地震波の応答から推定した学研究所観測だより，62，53-62．

歪感度が 1 ～ 2 桁異なることを報告している。つまり、平賀士郎・馮絢敏・大木靖衛（1985）日本および中国

小泉ほか（2005）でも指摘されている通り、体積歪変における地震の前兆地下水異常について，温地研化による地下水位の応答には周波数依存性があることが報告，16，129-140．

考えられる。今回の地震による水位変化量が期待値と一Ishiguro, M., Akaike, H., Ooe, M., and Nakai, S.（1981）

致しないのは、その周波数依存性も一因になっているの

A Bayesian Approach to the Analysis of Earth Tides,かもしれない。

Proc. 9th Int. Sympos. Earth Tides, New York, 283292.

6.

神奈川県温泉地学研究所（1999）温泉地学研究所におまとめ
地下水位観測データを地殻変動データとして取り扱う

ける「神奈川県西部地震」の取り組み，温地研報告，ことを可能にするため、水位の変化量を体積歪の変化量29，3-40．に変換する歪感度を、地球潮汐（M2 分潮と O1 分潮）北川有一・吾妻瞬一（2000）東濃鉱山周辺における地を使って求めた。その結果、大井・小田原・南足柄観測下水位の地殻ひずみ・気圧応答の周波数特性と地井では M2 分潮と O1 分潮による歪感度がよく一致して震に伴う地下水位変動の研究，サイクル機構技報，おり、信頼性が高いと考えられる。特に、大井観測井に8，57-63．

ついては、その歪感度を使って地震時の地下水位変化量

小泉尚嗣・高橋誠・松本則夫・佐藤努・大谷竜・北川有を推定したものと実際に観測された水位変化量が非常に一（2005）水文学的手法による地震予知研究－地整合的であり、全観測井の中でも特異な観測井と言える。

下水変化から地震前の地殻変動を検知する試み‐，

また、湯本観測井に関しては潮汐振幅が測定精度以下で地震 2，58，247-258.

あり、二宮観測井については M2 分潮と O1 分潮の歪感

小泉尚嗣・佃栄吉・高橋誠・佐藤努・松本則夫・伊藤

度が異なることから、前述の 3 観測井ほどではないが、久男・桑原保人・長秋雄・佐藤隆司（1999）近畿有効な歪感度を求めることができた。一方、真鶴観測井

およびその周辺地域における地震予知研究のためについては海に近いために海洋潮汐の影響が大きく、適の地質調査所による地下水位観測，温泉科学，49，切な歪感度は求めることができなかった。

18-33.
- 81 -

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