３．２

断層帯の三次元的形状・断層帯周辺の 地殻構造の解明のための調査観測

３．２‐1

地殻構造の解明のための地震、電磁気等による調査観測(1) 業務の内容(a) 業務題目 断層帯の三次元的形状・断層帯周辺の地殻構造の解明のための調査観測(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

教授

清水

洋

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

准教授

松本

聡

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

准教授

松島

健

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

准教授

相澤

広記

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

テ クニ カ ル ス タ ッフ

塚島祐子

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

大学院生

神薗

めぐみ

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

学術研究員

志藤

あずさ

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

学術研究員

千葉

慶太

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

技術専門職員内田和也

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

大学院生

塚本

香織

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

大学院生

光岡

郁穂

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

大学院生

村松

弾

国立大学法人京都大学防災研究所

助教

山下

裕亮

(c) 業務の目的
平成 28 年熊本地震の地球物理学的特徴をまとめ、同地震の背景と地震像を明らかにする。また、熊本地震の発生域を含む布田川・日奈久断層帯の地殻構造と起震応力場を解明することを目的として、断層帯周辺において自然地震・電磁気探査（MT 比抵抗探査）、人工地震探査等の調査観測を実施する。これらの結果に加え、サブテーマ２−２で得られる断層帯周辺のひずみ場の情報、およびサブテーマ１で得られる地形・地質学的情報をもとに、
布田川・日奈久断層帯において想定される 震源断層モデルについて検討し、サブテーマ３の強震動評価への寄与をめざす。
(d) ３ヵ年の年次実施業務の要約
1) 平成 28 年度：
平成 28 年熊本地震の発生域を含む九州内陸における既存の 地球物理学的観測データを収集・解析して、布田川断層帯および日奈久断層帯で発生する内陸地震の発生場に関する情報を整理し、平成 28 年熊本地震発生の地震学的背景や同断層帯周辺の地震発生ポテンシ
ャルについての知見を得た。また、平成 28 年熊本地震の余震観測を実施して、同地震の震源断層の特徴を明らかにした。さらに、熊本平野を南北に縦断する測線において 反射法地
439

震探査を実施して、同地域の地下構造を明らかにし、布田川断層断層帯宇土区間における活断層の存在の有無を含め位置・形状の把握を試みた。
2) 平成 29 年度：
平成 28 年熊本地震の活動域を含む布田川・日奈久断層帯周辺域において、平成 28 年度に引き続き自然地震観測を継続するとともに、日奈久断層を横切る測線における繰り返し
GNSS 観測を実施して、平成 29 年に入っても地震活動が続いている熊本地震の活動推移を把握した。これらの観測データに基づいて、布田川・日奈久断層帯およびその周辺域の高分解能の地殻応力場と深部地殻構造を明らかにした。特に、地殻応力場については、熊本
地震の発生前後の起震応力の時間的空間的変化を検出した 。なお、平成 28 年度に実施した反射法地震探査と自然地震の解析結果に基づき、布田川断層帯 宇土区間で想定される地震の震源断層の推定を試みたが、妥当性の高い震源断層の推定は困難であり、引き続き平成
30 年度もデータ解析を継続して検討を行うことにした。
さらに、平成 30 年度に実施を予定している MT 法比抵抗探査について、地震活動や反射法地震探査の結果を踏まえて具体的な観測計画を作成し、探査の準備を行った 。
3) 平成 30 年度：
布田川・日奈久断層帯 において MT 法探査を実施して比抵抗構造を明らかし、平成 29 年度までに得られた当該地域の地震 学的構造と統合して地殻構造モデルを作成した 。この地
殻構造モデルと、地殻応力分布やサブテーマ２−２によるひずみ分布などの力学的場の情報、
およびサブテーマ１による地形・地質学的情報などに基づき、布田川 ・日奈久断層帯で想定される震源断層モデルを全サブテーマ共同で検討した。これらにより、サブテーマ２の観測・解析結果を震源断層モデルの断層パラメータに反映させた 。

(2) 平成 28〜30 年度の成果(a) 業務の要約
平成 28 年熊本地震（以下、熊本地震とよぶ）の稠密地震観測と GNSS 繰り返し観測を実施して、熊本地震の震源の特徴を明らかにするとともに、 布田川・日奈久断層帯を含む九州内陸におけるこれまでの地震学的観測データと電磁気学的観測データを収集・解析して、熊本地震を引き起こした背景や、当該地域の地震発生ポテンシャルについて知見を得た 。
これらの成果により、布田川・日奈久断層帯の震源断層モデルの作成に寄与した。
地震観測については、 熊本地震の震源構造と震源域の地殻構造、および 起震応力の時間
的空間的変化の特徴をまとめ、最大前震および本震の破壊開始点付近の複雑な断層構造を明らかにした。また、熊本地震発生以前の背景地震活動の深さ分布や起震応力の空間分布から、熊本地震の本震の震源断層の幅（下端）やすべり方向を推定可能であることが示された。さらに、熊本平野において、布田川断層帯宇土区間が通過していると推定される地帯を南北に縦断する測線を設定して反射法地震探査を 平成 28 年度に実施し、当該地域の地下構造と布田川断層帯宇土区間における伏在断層の位置・形状などを調査した 。
地殻変動観測については、 日奈久断層帯・高野—白旗区間を横切る測線において 繰り返
し GNSS 観測を実施した。その結果、震源断層南西端近傍における地殻変動の熊本地震発生
440

前からの推移が高い空間分解能で明らかに なり、高野-白旗区間の本震発生以降の断層すべ
りは、GNSS 測線の北側に留まっていることが示された。
MT 法比抵抗探査については、これまでさまざまな機関により蓄積されてきた広帯域 MT
データを再解析し、周期 0.01～2000 秒の周波数応答関数をコンパイルした。熊本地震震源域においては、80 観測点のデータを入力とした ３次元解析を行った。これらの結果を踏まえ、平成 30 年度に宇土半島、日奈久断層帯周辺および熊本平野において広帯域 MT 調査を実施して、布田川・日奈久断層帯の深部比抵抗構造を明らかにした。さらに、布田川断層帯においては、浅部比抵抗構造探査も実施して、熊本地震による断層変位量と比抵抗構造の関係を調査した。
(b) 業務の成果
1) 熊本地震発生の背景の調査
熊本地震や九州におけるその他の内陸地震についてのこれまでの研究をレビューし、当該地域の内陸地震の起震応力場、地震活動、地震波速度構造の特徴から熊本地震 の発生の地震学的背景について考察した。このうち、起震応力場について は Matsumoto et al. (2015)
により求められている（図１）。これによると、熊本地震の震源域周辺においては水平最大圧縮応力と垂直応力成分が近い値を示すことから、正断層と横ずれ断層がどちらも起こりうる場である。このような応力場の中で、正断層と横ずれ断層のいずれになるかを 規定す
るのは応力場に対する断層の走向・傾斜角であ る。日奈久断層帯においては断層の走向が最大圧縮軸とほぼ 45 度をなし、傾斜が 60 度以上と高角であるため横ずれが、また、布田川断層帯に対しては最小圧縮軸が断層の走向に対してほぼ垂直に近いことから正断層のすべりが発生しやすい場 となる。これは、熊本地震の前震・本震・余震の発震機構と概ね調和的であり、一連の地震が当該地域の応力場を反映していることが示された。
また、熊本地震は九州内陸部で最も地震活動が活発な領域で発生したことが大きな特徴であった。Matsumoto et al.(2016)は、地震のモーメントテンソルから地震で解放された
非弾性ひずみを見積もり、その高ひずみ域（ひずみ速度が 10-8 /年を超える領域）の端で今回の地震が発生したことを示した（図２）。これは、非弾性ひずみが大きな領域は応力を支えることができないため、その周辺で応力が高まったことが地震発生に寄与した可能性を示している。

441

図１

九州地域の応力場（Matsumoto et al., 2015 による）。左図が主圧縮軸方向、 右図

は応力比を示す。図中には、活断層のトレースも紫色の線で 示している。本節「３．２‐１

地殻構造の解明のための地震、電磁気等による調査観測 」のすべての図における活断層トレースは、活断層研究会編「 新編日本の活断層」（1991）によるものである。

442

図２

九州における地震発生層の地震によって解放された非弾性ひずみ分布(Matsumoto et al., 2016)。カラースケールは最大せん断ひずみ率を示す。丸は M5.5
以上の地震の震央であり、そのうち赤丸は内陸地震を示す。

2) MT 探査データの収集と解析に基づく地震発生ポテンシャルの推定
Aizawa et al.(2017)は、熊本地震の活発な余震活動・誘発地震活動と比抵抗構造との対応について、平成 28 年度までに得られた 247 点の広帯域 MT データをコンパイルし検討した。その結果、地震活動は低比抵抗体の周辺、やや高比抵抗 寄りで発生していることが明らかになった (図３)。1975 年１月 23 日の阿蘇北部地震(MJMA 6.1)、４月 21 日の大分県西部地震(MJMA 6.4)の震源も同様に低比抵抗体の周辺部に位置していた。これら比抵抗構造と震源の関係は、過去の内陸地震発生域で行われた比抵抗構造研究の結果 (e.g., Yoshimura
et al., 2008; Ichihara et al., 2014)と同様であり、比抵抗構造から地震発生の可能性が相対的に高い地域を予測できる可能性を示している。

443

図３

１次元解析により推定した比抵抗構造 (深さ８km)と熊本地震後１か月間に発生した地震（黒丸）との関係（Aizawa

et al., 2017 による）。

3)稠密地震観測と高精度震源決定による熊本地震の震源断層構造の調査
熊本地震について、詳細な震源断層構造を明らかにするため 、震源再決定を行った。震源再決定には、定常観測点のデータに加え、地震発生前より九州大学が震源域周辺で実施していた臨時観測点データと、地震発生後に行われた2016年熊本地震合同地震観測グループ
による緊急余震観測のデータを用いた 。データの期間は1993年から2016年12月までである。
これらのデータを用いてDouble-difference tomography法による構造推定・震源決定プロ
グラムを用いて震源決定を行った 。地震波速度構造は、平成28年度の震源決定では、熊本地震発生以前の観測データに基づくSaiga et al.(2010)による3次元地震波速度構造を用いたが、熊本地震の観測データも含めた地震波トモグラフィーにより布田川・日奈久断層
帯の詳細な３次元地震波速度構造が得られたため（Shito et al, 2017）、平成29年度にはShito et al.(2017)による構造を用いて震源再決定を行い、さらに精度の高い震源分布を
得た。

444

図４

熊本地震の高精度震源分布（Mitsuoka et al.,2018による）。

上段は最大前震（４月14日M6.5）～本震（４月16日M7.3）の期間、下段は本震以降の震源をそれぞれ示している。上下段それぞれで 左図は、震央分布と右図の断面の位置を示す。
右図は、左図中のA１〜A12に沿った断面図である。図中の青星、赤星は最大前震、本震の震源位置を示す。図中にカラーで示した矩形や線は、図５に示される、熊本地震の震源断層モデルである。
445

図５

震源分布から推定された熊本地震の震源断層面 (Mitsuoka et al., 2018 による)。

色つきの四角形が震源断層面を表す。震源断層面の上端を太線で示している。
この震源再決定により得られた震源分布を図 ４に示す。日奈久断層帯側は西北西側に傾斜した面が明瞭に見られる。また、布田川断層帯側では地震活動が低く、特に本震の地震時に大きくすべった領域（e.g., Asano and Iwata, 2016）では余震活動が不活発であることなどの大きな特徴がみられる（断面図A１，A２）。やや不明瞭ではあるが、震源分布から布田川断層帯に対応する断層面を推定可能である（図 ４のA１〜A４断面）。また、最大前震と本震の震源はいずれも、走向は日奈久断層帯とほぼ同じ（ NNE-SSW）であるが傾斜方
向が日奈久断層帯と逆（東南東傾斜）の断層面上にある（図 ５のA５〜A６断面）。これらの面状構造は、より分解能が高い３次元速度構造を震源再決定に用いたことによって明らかになったものである。これらの震源分布から 推定される震源断層モデル(Mitsuoka et al., 2018)を図５に示す。推定された震源断層面の特徴とAsano and Iwata(2016)のすべり分布から、熊本地震の破壊過程として以下のことが推定される 。
i) 最大前震は、日奈久断層帯とほぼ同じ走向であるが東南東傾斜の断層(図５中の Hin
agu 2)から破壊が始まり、西北西傾斜の断層（ 日奈久断層帯 , Hinagu 1）へ広がった 。
446ii) 本震は、日奈久断層帯深部の東南東傾斜（Hinagu 3）から破壊が開始し、布田川断層帯と日奈久 断層帯北 東部に対 応する断層 面 (Hinagu 1, Futagawa)で大きなす べりを起こした。
図４を見ると、さらにこれら以外にも複数の面状分布やクラスタが存在しており、震源断層は非常に複雑な構造をしていると推定される 。
4) 熊本地震の震源断層域の地殻構造と応力場の調査
熊本地震について、震源断層と地殻応力場や地殻構造の関係を明らかにするため、平成
28 年度および 29 年度に、地殻構造や起震応力場の解析を行った。
地殻構造については、地震波トモグラフィー解析と MT 法比抵抗解析を行い、震源分布との比較を行った。速度構造については、Shito et al. (2017)の結果をもとに考察を進めた。
図６に解析領域（熊本周辺）を示す(Shito et al., 2017 より引用)。図７には図６の a – a’－a’’, b – b’に沿った地震波速度トモグラフィー解析の結果の鉛直断面を示す（ Shito
et al.,2017）。地震波速度構造は、熊本地震発生前（1996 年１月）から 2016 年８月の間に解析領域内で発生したマグニチュード１以上（九州大学地震火山観測研究センターでルーチン処理により求められたマグニチュード）、深さ 30ｋｍ以浅の震源データをもとに求められた（Shito et al.,2017）。速度構造は、水平方向５ｋｍごと、深さ方向には 2.5 km
ごとにグリッドを配置し、Double-difference tomography 法 (Zhang and Thuber, 2003)
を用いて推定した（詳細については Shito et al., 2017 参照）。地震波速度分布と震源分布の比較から、熊本地震発生前（背景）の活動も熊本地震の活動も低速度・高 Vp/Vs 域（図７の赤色の領域）を避けて発生していることがわかる。また、熊本地震の本震時の大すべ
り域は、地震波速度分布とははっきりとした対応はなく、速度が中庸な領域となっている。
ただし、大すべり域の下限（最深部）は、背景の地震活動の下限とほぼ対応していることがわかる。このことは、大地震が発生する前の背景の地震活動の分布域の下限（ D95）から震源断層の幅を推定する手法が妥当であることを示している。本震の破壊の開始点（図中の大きい☆）は比較的低速度の領域に位置している。一方、熊本地震以前の地震活動とこの地域で発生した規模の大きな地震の破壊の開始点についてみると、比較的活動の低調な部分から破壊が始まっているように見える。これは、 今後精査する必要はあるものの、震源断層モデルを構築するうえで重要な情報であると考えられる。

447

図６

地震波速度トモグラフィーの解析領域（Shito et al., 2017 に加筆）。図中の黄色

枠が解析領域を示す。図中の☆印は解析領域で発生した 2016 年４月 14 日（M6.5）、４月
15 日(M6.4)、４月 16 日(M7.3)および、2000 年に発生した M5.0 の震央を示している。図中の灰色丸、黒丸は M6.5 発生前後の震央分布、青三角は地震観測点、赤三角は活火山、白線
は活断層、赤線は阿蘇カルデラの輪郭示す。

448

図７

地震波トモグラフィーによる３次元地震波速度構造（Shito et al., 2017 による ）（a）は、1996 年１月以降、熊本地震発生以前の地震活動と速度構造を重ねたもの。
（b）は、最大前震（2016 年４月 14 日 M6.5）以降に発生した地震の震源分布と速度構造を重ねたもの。
（a）、（b）いずれも上段がＰ波速度（Vp）、中段がＳ波速度（Vs）、下段が Vp/Vs。
また、図６で示された地震の位置を星印で、Asano and Iwata（2016）による本震時の大すべり域をコンターでそれぞれ示す。
応力場については、布田川・日奈久断層帯周辺における背景の地震活動から起震応力の空間分布を求めた。その結果、布田川・日奈久断層帯においては応力場が場所によって変化する、不均質な応力場が推定された。一般に、地震断層面と応力場がわかると、その断層面上でのすべりが最大せん断応力の方向を向くことが期待できる。そのため、熊本地震の本震の震源断層面での最適すべり方向を推定した。その結果を Asano and Iwata(2016)
が強震波形解析から推定した、実際の熊本地震の時のすべり分布と比較したところ、断層
面上のすべり方向は概ね一致することが確かめられた。 以上のことから、あらかじめ想定
震源断層の走向・傾斜を精度良く仮定できれば、背景の地震活動の応力解析から、本震時
449

のすべり方向を事前に推定できる可能性がある ことがわかった。一方、一般には地震断層
面は応力場に対して最もすべりや すい面（最適面）であるとは限らない。もし、地震断層が最適面でない場合は すべりを起こしにくい。 しかしながら、断層面上での間隙流体圧が高い場合にはせん断破壊強度が低下することで、すべりが起こりやすくなる。熊本地震の地震時すべりは応力場とは無関係に、強震動記録から求められている。そのため、地震時の断層上のすべり方向と微小地震から推定された応力場の関係を見ることができる。 先に述べたように、地震断層およびその周辺では応力場が空間的に変化することが明らかになっている。このため、推定された応力場と地震断層面との幾何学的関係を考える。図８には Matsumoto et al. (2018)によって求められた 応力場と地震断層の関係を M7.3 の断層に沿った鉛直断面で示している。応力場に対して地震断層が、最適面の場合を青、そこからずれるに従って暖色になるコンターで示している。 表示の単位は最大せん断応力で規格化された超過間隙流体圧として表現している。同時に、 Asano and Iwata (2016)による地震
時のすべり方向と大きさを示している。図から、すべりの大きい場所は比較的最適面に近い部分が多い。しかしながら、断層深部を見ると、赤い領域でも大き いすべりが起こり、急激にすべりが小さくなっているようにも見える。これは、間隙流体圧が高いためにすべりを起こすことが可能であったが、もともと強度が高い（最適ではない面）ために、減速・停止に至ったとも考えられる。つまり、大すべり域の北東側では、断層面の破壊強度が小さかったためすべることができたが、最適面ではないため、すべりが減速して停止したことを示唆する。

図８

応力場から推定される最適面と地震断層面の比較（ Matsumoto et al., 2018 による）応力場に対する最適面（摩擦係数＝0.6 を仮定）と地震断層面の差異を最大せん断応力で規格化された超過間隙流体圧としてカラーコンターで示す とともに、値は図５に示された走向に沿う鉛直面に投影している。強震動インバージョンによって推定された本震時のす
べり角とすべり量を実線で示す。青色は地震断層の応力場最適面に対する一致度が高い領域、赤色は不一致度が大きい領域である。図中の星印は、本震の震源（破壊の開始地点）
を示す。

450

さらに、熊本地震の本震発生以降の起震応力の 空間分布を余震の応力テンソルインバー
ジョンから推定し、熊本地震以前の背景の応力場と比較した（図９）。図９の上段は熊本地
震前後における深さ５～10km の応力場の変化を、下段は深さ 10～15km の応力場の変化をそれぞれ示している。また、左のパネルは熊本地震 発生前、右のパネルは熊本地震の本震後を図示している。布田川・日奈久断層帯近傍の応力場は、横ずれ断層型や正断層型が混在しているが、熊本地震発生以降は浅い領域、深い領域ともに正断層型が卓越する傾向が認められる。Asano and Iwata (2016)のすべり分布を基に、 応力変化を求めた。地震前後に応力場のパターンが変化した地点では、地震時の 応力変化は数十 MPa 以下である。地震前後の 応力 場が 地震 発生 によ って 変化 した とい う 観測 結果 は、 この 地域 の差 応力 が数十
MPa 以下であることを意味していると考えられる（松本・他 ,2018）。

図９

熊本地震前後の起震応力場の変化（松本・他,2018 による）

上段は、深さ５～10km における起震応力場、下段は深さ 10～15km の起震応力場をそれぞれ震源球（下半球等積投影）で示す。震源球の色はカラースケールで示した応力推定の精度（暖色ほど精度が高い）を表す。ここでの精度は 90％の信頼区間をテンソル差として表している。同時にテンソル差から求められる応力軸の回転がもっとも大きくなる場合を例に記している。
451

5) 日奈久断層帯を横切る測線における GNSS 繰り返し観測による地殻変動の調査
熊本地震の震源断層モデルの構築、および 熊本地震の本震時には未破壊だった日奈久断層
帯日奈久区間への断層すべりの進展の有無などを把握するため、日奈久断層帯の高野-白旗
区間と日奈久区間の境界付近を横断する測線において、GNSS の繰り返し観測を実施した。
この測線は、益城町付近で 2000 年６月に発生した M5.0 の地震後に九州大学が日奈久断層
帯の活動のモニタリング用に設置したものであり、熊本地震の発生前には 2010 年２月に測定していた。2000 年から 2010 年の結果では、 検出限界を超える大きさの日奈久断層帯の地殻変動は観測されていなかった 。熊本地震の発生後は、本震の１週間後の 2016 年４月
23 日から４月 27 日に測定を実施して、若干の 2010 年 2 月以降の変動や本震直後の余効変動も含むと考えられるものの本震発生に伴う coseismic な地殻変動を、震源断層の南西端近傍で捉えることに成功した（図 10、松島・他,2016）。これによると、変位ベクトルは、断層帯に近づくにつれて、その大きさが小さくなっており、震源断層の南西端付近においては、断層上端は地表に達していないことが分かった。また、 日奈久断層帯の地表トレース付近の GNSS 測線上で、西から東に行くにつれて変位ベクトルの向きが時計回りに回転していることなどの特徴から、本震時の断層モデルを提出した（図 11、松島・他,2016）。そのモデルは、国土地理院が InSAR などの観測データから提出している日奈久断層 帯高野白旗区間の震源断層モデル（矢来・他，2016）よりも北東に２km、南西に１km 延びており、
長さ 13.2km であると推定されること、また、震源断層の南西端は GNSS 測線までは達しておらず、高野-白旗区間と日奈久区間の境界より ３km 程度北東側に留まっていることが明らかになった（表１、松島・他,2016）。

452

図 10

日奈久断層帯の高野-白旗区間と日奈久区間の境界部を横断する測線における GNSS

繰り返し点および GEONET の観測点分布（松島・他,2016 より）。熊本地震にともなう地表の変位ベクトルを活断層トレース（活断層研究会，1991）および九大地震火山センターの通常解析で決定された余震分布（４月 14〜29 日）と重ねて表示している。余震分布の円の大きさはマグニチュード、色は深さを示す。

453

図 11

断層モデルとそれから計算される変位と GNSS 観測値の比較。

a）国土地理院の断層モデル（矢来・他，2016）。A2 断層は阿蘇地域に存在し、領域外になっている。
b）GNSS 観測値と推定値が最も一致するように改良した断層モデル。観測ラインに近い B
断層のパラメータのみ変更し、A 断層については国土地理院推定のパラメータを変更していない。B 断層については、国土地理院推定よりさらに北北東に ２km、南南西に１km 延びていると推定された。
c）と d）国土地理院の B 断層モデルの南南西端の位置を変更させた場合の GNSS 推定値と観測値の比較（松島・ 他,2016）。

454

表１

国土地理院（矢来・他，2016）の断層パラメータと松島・他（2016）で改良された

断層パラメータの比較
国土地理院断層モデル

改良断層モデル

本研究では、断層変位が今後さらに南西方向に伸展する可能性を考慮して、日奈久区間を横断する測線を新たに設置し測定を実施した (表２)。また、高野-白旗区間と日奈久区間の境界部を横断する測線での再測を平成 29 年度（2017 年７月５日〜７月９日）に実施して、熊本地震発生後約 １年間の地殻変動を明らかにした（表３）。表４に観測諸元を示す
す。各地点の座標推定には米 JPL が開発した GIPSY-OASYS ver6.5 の精密単独測位法を用い 、
暦には IGS の最終精密暦を使った。図 12 と図 13 に熊本地震後の変位ベクトルを示す。座標の基準は国際地球基準座標系（ITRF2014）準拠となっている。図 13 をみると、熊本地震の１年後も余効変動が 依然として継続していることがわかる。また、 このような余効変動の特徴は、国土地理院による GEONET の観測結果とも調和的である。しかし、注意深く見ると、本震に伴う変動と余効変動では変位ベクトルの方向の転換地点に違いが見られる。すなわち、本震時の変動 （図 10）では、KM05 と KM06 の間で方向が変わっているのに対し、余効変動（図 12、図 13）では KM04 と KM05 の間で変化しているようにみえる。この地域の定常的な地殻変動として反時計回りの変位が重畳していること、観測されたベクトルが小さくて S/N 比が悪いことなどから、慎重な検討が必要であるが、もしこの違いが事実であるとすれば、地震時に比べて余効変動は北西傾斜の断層の深部がすべっている可能性がある。また、断層帯の両側の観測点の変位ベクトルに明瞭な左横ずれの食い違いパターンが認められず、断層帯の走向と変位ベクトルの向きが直交に近いことから、熊本地震の１年後においても、GNSS 測線の直下には、GNSS で検知される程度のすべりは発生していないと判断される。このことから、高野−白旗区間における本震以降の断層すべり域は、GNSS 測線の北側に留まっており、日奈久区間まで伸展していないと推定される。

455

表２
観測点名
KM01
KM02
KM03
KM04
KM05
KM06
KM07
KM08
KM09
KM10
KM11
KM13
KM14
KM15
KM16
KM17
KM18

観測点地名
排 水機 場
走潟
花 園台
東谷
萩 尾溜 池豊 野山 崎巣林
田 上原
鶴 野木 橋告乗
山口
干拓
氷 川大 橋浜 無田
下 古川
上 北山 王立 神峡

種別
四 等三 角 点
三 等三 角 点
九 大基 準 点
四 等三 角 点
九 大基 準 点
九 大基 準 点
九 大基 準 点
四 等三 角 点
九 大基 準 点
四 等三 角 点
四 等三 角 点
四 等三 角 点
四 等三 角 点
三 等三 角 点
九 大基 準 点
三 等三 角 点
四 等三 角 点

表３

GNSS 観測点一覧

標識
金 属標 識石柱
金 属標 識石柱
金 属標 識金 属標 識金 属標 識石柱
金 属標 識金 属標 識金 属標 識
石柱
石柱
石柱
金 属ピン
石柱
石柱

32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°
32°

北緯
42’
42’
40’
39’
39’
38’
38’
38’
37’
37’
36’
36’
35’
34’
34’
33’
32’

44.2”
23.4”
47.6”
43.5”
08.1”
47.9”
47.1”
21.6”
12.4”
47.9”
03.1”
29.9”
33.6”
36.8”
06.8”
38.7”
50.9”

130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°
130°

東経
36’
38’
41’
42’
43’
44’
46’
47’
49’
51’
53’
37’
38’
39’
40’
41’
42’

13.1”
37.3”
20.1”
41.9”
30.1”
31.6”
11.6”
16.2”
08.8”
04.4”
25.2”
42.4”
31.4”
51.7”
30.7”
35.3”
19.2”

標 高（ｍ）
6
2
34
39
39
82
75
80
98
161
320
3
5
7
7
110
80

各観測点測線の観測期間

観測点
KM01〜KM11
KM01〜KM11
KM13〜KM18
KM01〜KM11

表４

期間
2016 年４月 23 日〜４月 27 日
2016 年７月３日〜７月８日
2016 年７月 27 日〜８月１日
2017 年７月５日〜７月９日

観測諸元

受信機

Trimble5700 および JAVAD SIGMA

アンテナ

Zepher Geodetic および GrAnt-G3T

アンテナ固定方法

測量用三脚

求芯方法

Leica レーザー求芯器使用

受信周波数
サンプリング間隔
記録媒体
電源GPS L1,L2,C1,P2
５秒
CF カードおよび内部メモリ
塩化チオニールリチウム電池

456

図 12

熊本地震後約３ヶ月間（2016 年４月〜2016 年７月）の余効変動量。KM13〜KM18 は、本研究で新たに設置した日奈久区間の測定点を示すが、まだ １回しか測定が実施されていないので、変位量ベクトルは記載されていない 。

図 13

熊本地震後の１年間（2016 年７月〜2017 年７月）の余効変動ベクトル 。

457

6) 熊本平野における反射法地震探査
熊本平野西部を南北に縦断する反射法地震探査を実施し、 布田川断層帯宇土区間（宇土断層）を横断することにより、宇土断層の位置及び形状の解明、熊本平野の断層帯周辺の地下構造の把握を行った。図 14 に調査地域と測線の概略を示す。

反射法探査測線

図 14

反射法地震探査の調査地域 と測線位置。

測線は、熊本県熊本市西区谷尾崎町から熊本県宇土市立岡町 に至る南北約 17 ㎞であり、標準発震点間隔 10m、標準受振点間隔 20m、展開長約 1.4 ㎞、Ｐ波を用いて、探査深度１㎞程度をめざした。探査の仕様と使用機器を表５と写真１に、詳細な測線位置を図 15 にそれ
ぞれ示す。

458

写真１

反射法地震探査で使用した機器。
左上：バイブレーター（人工震源）
右上：油圧インパクター（人工震源）
左下：受振器459

表５項

反射法地震探査の仕様と使用機器。
目

内

容

探査手法

反射法地震探査

波動種別

Ｐ波

測線長

約 17 km備考

家屋等が隣接し、発震により家屋標準発震点間隔

10 m

等に大きな影響が生じるおそれがある箇所では発震しない。

標準受振点間隔

障害物がある場合は受振器設置

20 m

位置をずらして設置。

標 準 収 録 チ ャ ン ネ 70 チャンネル
ル数（展開長：1.2km 以上）

標準垂直重合数

10 回

現地テストに基づき決定

標準スイープ長

16 秒 *)

現地テストに基づき決定

スウィープ周波数10～100Hz

現地テストに基づき決定

収録記録長

３秒

相互相関後

サンプリング間隔

２msec

収録様式

SEG-D
バイブレーター

震源

１台

EnviroVibe（IVI 社製）

および
油圧インパクター

１台

JMI-200（地科研社製）

速度型地震計
受振器（固有周波数：10Hz、SM-4(I/O Sensor 社製)

６個グルーピング/１地点）
収録装置

独立型デジタルレコーダー

GSR・GSX（OyoGeospace 社製）（A/D 分解能：24 ビット）

GPS 機能付独立型収録装置*)バイブレーター震源の場合に限る

460

図 15

反射法地震探査の測線位置図。国土地理院発行の基盤地図に測線を重ねて示す。青線が測線、青色の数字が測点番号を示す。
波形記録のデータ処理及び解析は、共通中間点(Common Midpoint; CMP)重合法により SN
比(シグナルとノイズの比)を高めた時間断面を作成した。次に、速度解析結果等に基づき、マイグレーション処理を施し、時間断面中の反射面を正しい位置に戻した。さらに、深度変換により、時間断面を深度断面に変換した。 測線上の受振点で得られた波形記録例（ペ461

ーストアップ）を図 16 に示す。また、上述のデータ処理・解析により得られた表層速度、重合速度、時間断面、深度断面を図 17〜図 22 に示す。

図 16

測点 No.605 における発震記録。測線の両端まで初動が明瞭に追跡できるほか、反射波などの後続波も認められる。

図 17

表層速度解析結果。

462

図 18

重合速度プロファイル。

図 19

CMP 重合時間断面図。

図 20

マイグレーション時間断面図。
463

図 21

深度断面図（縦横比２:１，カラー表示）。

図 22

深度断面図（縦横比２:１，グレー表示）。

464

図 23

深度断面の地質解釈断面図（下段）。上段は、「地質図（熊本県地質図編纂委員会編，

2008）」に測線を重ねて表示。
図 23 は反射断面の地質解釈図である。本地震探査により、以下のような地下構造が推定された。
【基盤岩について】
地質図（熊本県地質図編纂委員会編，2008）より、探査測線付近における基盤岩は、白亜系堆積岩類（御船層群）や先阿蘇火山岩類（金峰山火山岩類や大岳火山岩類）などであり、その下位には変成岩や花崗岩類などが潜在すると推定される。
反射断面の地質解釈図（図 23）においては、測線北部（CMP1～CMP600 付近）では金峰山火山岩類が地表直下より分布する。測線南部の CMP2500 付近以南では、白亜系堆積岩類（御船層群）が測線近傍に露出し、地表直下より基盤岩が分布する。また CMP2500 の地表直下
から CMP2200 の標高-500m にかけて明瞭に追跡される反射面が、白亜系基盤岩の上面に相当すると考えられる。しかし、CMP600～CMP2200 付近では、基盤岩上面の反射面は明瞭でない。なお、測線南部の西側には金峰山火山岩類と同じ先阿蘇火山岩類の大岳火山岩類が地下に分布する可能性がある。
【堆積層について】
基盤岩を不整合に覆うかたちで、おもに第四系が分布する。上位より、有明粘土層などの沖積層、Aso-1～Aso-4 などの阿蘇火砕流堆積物、および時代未詳の第四系などである。
測線付近における既存ボーリング資料をもとに柱状断面図を作成し（図 24）、阿蘇３（Aso3基底）および阿蘇１火砕流堆積物の基底層準(Aso1 基底)を推定し、反射面を追跡した。そ465

の結果は地質解釈断面図（図 23 下段）に示すとおりである。また、阿蘇１火砕流堆積物の下位には、反射面の連続性の良い堆積物が、CMP1200 付近で層厚約 300m 確認され、図 24
下段のＢ－Ｂ’断面に示すように、長谷・岩内 (1992)の水前寺層などが相当する可能性がある。なお、柱状断面図の作成にあたって使用した資料は、長谷・岩内(1992)、猿山(1986)、
石坂・他(1995)、熊本県環境公害部(1995)などである。
【断層構造について】
熊本県地質図(10 万分の 1)では、CMP200 付近に立田山断層が通るが、断層構造を示す明瞭な反射面は認められない。また、 地震調査研究推進本部(2013)による布田川断層帯宇土区間（宇土断層）は、CMP2200～CMP2400 付近を通るが、白亜系基盤岩の上面に相当する反射面が北に傾斜する構造が確認される。
一方、地質解釈図（図 23）に示すように CMP1600 付近と CMP2150 付近には、反射面の形
態より正断層系の断層が推定される。それぞれの断層の鉛直変位は、阿蘇火砕流堆積物で数 10ｍ程度と推定される。基盤岩上面の変形は明瞭でないものの、これらの正断層が 布田川断層帯宇土区間（宇土断層）に相当する可能性がある。

図 24

既存のボーリング資料に基づいた地質柱状断面図 (下段)。上段は図 23 の上段と同

図。

466

7)布田川断層帯における浅部比抵抗探査
熊本地震において、 布田川断層帯および日奈久断層帯に沿って断層すべり量が大きく 、破壊が地表付近まで達した領域（ここでは大すべり領域と記す）と断層すべり量が小さく、破壊が地表付近までには達していない領域（同じく小すべり領域と記す）があることが報告されている（例えば、Asano and Iwata, 2016, Kubo et al. , 2016, Kobayashi et al. ,2017）。すべり量が異なる２つの地域の浅部 (地下 1.5 km までの) 比抵抗構造と、断層すべりの大きさや地表断層変位の分布との関連を明らかにすることを目的として、両地域の２次元比抵抗構造を推定した。
大すべり領域としては熊本県上益城郡益城町を、小すべり領域として熊本県阿蘇郡西原村を選定し、探査には地磁気地電流法（Magnetotelluric 法：MT 法）のうち、浅部の空間分解能が良い AMT（Audio- frequency Magnetotelluric）法を用いた。両地域において、
布田川断層帯の地表トレースとほぼ直交するようにそれぞれ長さ約 ２km の観測測線（前者を MSK 測線、後者を NSH 測線と記す）を設定し、MSK 測線に沿っては 11 点で、 NSH 測線に沿っては 14 点で測定を行った（図 25）。測定から得られた電場水平 ２成分、磁場水平２成分のデータから算出した MT 応答関数を元に ABIC 最小化による平滑化拘束付き２次元比
抵抗インバージョンコード（Ogawa and Uchida, 1996）を用いて２次元比抵抗モデル（それぞれ MAK モデルと NSH モデルと記す）を決定した（図 26）。これら２つのモデルから、
次の２つの特徴が読み取れる。
(1)両モデルに共通して、地表断層トレースの直下付近にほぼ鉛直な低比抵抗領域が存在するが、その位置は NSH モデルでは MSK モデルよりも断層地表トレースに 対して南側に位置する。
(2) MSK モデルの方が、NSH モデルよりも全般に低比抵抗であり、また、測線中央部及び北部の顕著な低比抵抗領域が浅い部分まで分布している。
特徴(1)で述べた断層下に位置する低比抵抗領域は、布田川断層帯に沿う破砕域への地下水の浸入や断層粘土によると考えられ、断層の damage zone を示すと解釈される。特徴(2)は、MSK 測線下で断層すべり量が大きく、 破壊が地表付近まで達していることと整合的である。MSK モデルでは低比抵抗領域は断層直下に位置しているのに対し、NSH モデルではより南側に位置していることは、InSAR 解析（Fujiwara et al., 2016）で見いだされた
地表変位の分布（図 27）と共通している。

467

図 25

浅部比抵抗構造探査の測線 。

MSK

図 26

NSH

浅部比抵抗構造モデル。

左側に MSK モデルを，右側に NSH モデルを示す．
▼は観測点の位置を、 ▼は断層地表トレースの位置を示す。

468

図 27

InSAR 解析（Fujiwara et al., 2016）から求められた地表変位の分布と AMT 測線。

赤破線の領域は、布田川断層帯の南側に地表変位が多くあらわれている領域を示す。

8)布田川・日奈久断層帯における深部比抵抗構造探査
従来のデータを用いて行った３次元解析では、宇土半島、日奈久断層帯周辺についてデータが不足しており、推定された比抵抗構造を日奈久断層帯および布田川断層帯宇土区間の強震動評価に用いるのに不十分であった。そこで平成 30 年度に、宇土半島、日奈久断層
帯周辺、熊本平野において新たに 41 点で広帯域 MT 観測、電場観測を実施し、計 130 点のデータを用いて深さ 15km までの３次元比抵抗構造を推定した。得られたデータから水平電場－水平磁場の応答関数(インピーダンス)と、水平磁場－鉛直磁場間の地磁気変換関数を算出した。電場のみの観測点では近傍の MT 観測点の磁場データを用いてインピーダンスのみ算出した。応答関数の推定には Aizawa et al., (2013)と同様のノイズ軽減手法を用いた。次に、既存データを加え 130 観測点で得られたインピーダンスと地磁気変換関数を入力とした３次元解析を行い、比抵抗構造を推定した。430 km (南北方向) x 430 km (東西方向) x 250 km (鉛直方向) の計算領域において、熊本地震震源域を中心とした 66 km x 66
km の範囲はメッシュサイズを 1.5 km と細かく設定し、そこから外側にいくにつれてメッ
シュサイズが大きくなるよう設定した。Siripunvaraporn et al. (2009)の差分法による比抵抗インバージョンコードを用い、海底地形、陸上の地形 (標高による起伏)を表現し、３469

次元比抵抗構造の推定を行った。海水の比抵抗値は 0.33 Ωm, 空気の比抵抗値としては
108 Ωm を用いた。
得られた比抵抗構造の水平断面を図 28 に、熊本地震の本震の震源断層面（Asano and
Iwata, 2016）に沿った断面図を図 29 に、サブテーマ３の想定地震断層面に沿った断面図を図 30 に示す。熊本地震と比抵抗構造に以下の関係が存在する。
① 震源域の地下深部(深さ５～15 km)には低比抵抗領域が存在し、2016 年４月 14 日の前
震、2016 年４月 16 日の本震、さらに 2000 年６月に益城町付近で発生した M5.0 の地震、いずれの震源も深部低比抵抗領域の縁に位置している (図 28、深さ 13 km 断面)。
② 上記の熊本地震に関連した深部低比抵抗領域は、サブテーマ３において想定される震源
断層のごく近傍に位置している(図 28)。
③ 余震のうち規模の大きいもの(M4.7 以上)は低比抵抗体の縁で発生した (図 29)。
④ 本震の大すべり域(Asano and Iwata, 2016)は、熊本市と阿蘇火山に存在する ２つの深部低比抵抗領域に挟まれた領域に位置している (図 29)。
前震、本震を含め規模の大きい地震の震源が低比抵抗体の縁に位置していることは、破壊開始に流体が強く関与していることを示唆している。また、流体が関与した地震は規模が大きい破壊につながる可能性が高いことを示唆している。大すべり域と比抵抗構造の対応からは、阿蘇火山地下深部に存在する低比抵抗体が破壊の進展を阻んだことを示唆している。以上の経験測、仮説をサブテーマ３の想定地震断層面に沿った比抵抗断面図 (図 30)に適用すると、以下のことが示唆される。
⑤ 日奈久断層帯において、破壊が北部から開始するならば、高野白旗区 間の南側付近から破壊が開始する可能性が高い(高野白旗区間の中央部は顕著な低比抵抗領域なため )（図 30
下段）。
⑥ 日奈久断層帯が西傾斜で破壊するならば、高野―白旗から日奈久北部、日奈久南部の ３つの区間をまたいだ破壊が想定される（日奈久北部区間 ―日奈久南部区間の想定断層面上に深部低比抵抗体は存在しないため）（図 30 下段）。日奈久断層帯が鉛直に破壊するならば、破壊が日奈久北部区間、日奈久南部区間のどちらかにとどまる可能性がある。(日奈久
北部区間、日奈久南部区間の接合部直下に低比抵抗体が存在するため (図 28、７km 以深))。
⑦ 布田川断層帯宇土区間において、破壊が東部から開始するならば宇土区間中央部で破壊が開始する可能性が高い (低比抵抗体の縁が宇土区間中央部に対応するため )(図 30 上段)。

470

図 28

３次元解析により推定した比抵抗構造(水平断面)□は解析に使用した広帯域 MT 観測点を示す。海抜下 13km(13km b.s.l.)の断面に示した３つの星印は、大きいものから、本震、前震、2000 年６月に発生した M5.0 の地震の震源をそれぞれ示している。茶実線は活断層(活断層研究会編, 1991)を、白実線は阿蘇カルデラを示す。サブテーマ３の想定断層面の最浅部を各水平断面に重ねて示している。

図 29

３次元解析により推定した比抵抗構造 (Asano and Iwata, 2016 による本震の推定断層面に沿った比抵抗断面を示している)。星印は本震の震源、○印は M4.7 以上の地震の震源(期間：2016 年４月 14 日～2017 年 12 月 31 日)のうち、断層面から±４km 以内のものを示している。実線は熊本地震本震の推定すべり分布を ２, ３, ４, ５ m のコンターで表している (Asano and Iwata, 2016)。

471

図 30

３次元解析により推定した比抵抗構造(サブテーマ３の想定断層に沿った 断面)。破

線は各区間の境界を示す。

9)布田川・日奈久断層帯における震源断層モデルの推定
サブテーマ１、サブテーマ２−１、サブテーマ２−２の調査結果を参照して、サブテーマ
３で行う強震動シミュレーションに用いる布田川・日奈久断層帯の震源断層モデルを全サ
ブテーマ共同で検討した。作成した震源断層モデルについては、サブテーマ３で詳しく報告されるが、ここではサブテーマ２−１の解析結果を用いた震源断層パラメータ推定 について報告する。
布田川・日奈久断層帯の震源断層のうち、熊本地震の震源断層となった布田川断層帯布田川区間と日奈久断層帯高野—白旗区間については、稠密臨時地震観測網による高精度震源分布（図４）や強震動解析、GNSS や InSAR による地殻変動などから断層パラメータが得られている。熊本地震で破壊しなかった区間の震源断層を推定するため、本研究で得られた３次元地震波速度構造を用いて布田川・日奈久断層帯の全区間の震源再決定を行った。その結果を図 31〜図 33 に示す。そのうち、図 31 と図 32 は布田川断層帯の震源分布であり、
図 31 が熊本地震の本震以西、図 32 が熊本地震の本震以東の震源を布田川断層帯に直交する断面に投影したものである。断面図の南東寄りの領域には、北西方向に傾斜する日奈久断層帯の震源が認めら れるが、布田川断層帯の震源は震源断層との関係は明瞭ではない。
布田川断層帯宇土区間の震源（図 31 の B5〜B7）は、熊本平野の中心部で盆状に深くなる傾向がある。なお、断面図の西端付近には北西に傾斜する震源分布が認められるが、これらは布田川断層帯のトレースから北側に 15km 以上離れており、布田川断層帯には対応しない。一方、図 32 には、あまり明瞭ではないが布田川断層帯布田川区間に対応する北西傾斜の震源分布が認められる（図 32 の B9〜B10）。

472

図 31

布田川・日奈久断層帯および周辺で発生する地震の震源分布。震源再決定した地震の期間は、1993 年１月〜2018 年６月。右図は、熊本地震の本震以西の震源を布田川断層帯に直交する断面（B1〜B8）に投影したものである。

図 32

布田川・日奈久断層帯および周辺で発生する地震の震源分布。震源再決定した地震の期間は、1993 年１月〜2018 年６月。右図は、熊本地震の本震以東の震源を布田川断層帯に直交する断面（B9〜B14）に投影したものである。

473

図 33

布田川・日奈久断層帯および周辺で発生する地震の震源分布。震源再決定した地震の期間は、1993 年１月〜2018 年６月。下段は、震源を日奈久 断層帯に直交する断面（A1〜A24）に投影したものである。
図 33 において、A5〜A8 が日奈久断層帯高野−白旗区間、A9〜A16 が日奈久断層帯日奈久区
間、A17〜A24 が日奈久断層帯八代海区間にそれぞれ対応しており、高野−白旗区間と日奈
久区間については北西傾斜の震源分布が明瞭に認められる。これらの震源分布の特徴から、
高野−白旗区間と日奈久区間の傾斜角について、それぞれ 62 度および 60〜50 度が推定された。さらに、日奈久区間については、断層の走向の屈曲や地質構造 から、北部と南部に分かれることがサブテーマ１から指摘されており、図 33 の震源分布からは北部の傾斜角は60 度、南部は 50 度と推定された。しかし、日奈久区間南部で発生する地震の発震機構はほぼ鉛直な節面をもつ横ずれ型が多いこと、また、当該地域の 断面図（A12）には活断層ト
474

レース直下に鉛直な震源分布も認められる（図 34）ことから、日奈久区間南部については、
北西傾斜 50 度の断層面と鉛直な断層面の２ケースを想定することとした。

図 34

日奈久断層帯日奈久区間南部の震源断面図と推定される断層面。右図は、左図の A12における震源断面図。赤線は想定震源断層の断層面。
なお、布田川断層 帯宇土区間、宇土半島北岸区間、日奈久断層帯八代海区間 については、
震源分布から震源断層の位置や形状を推定することはできなかったが、宇土区間 の位置については、熊本平野における反射法地震探査の結果（図 23）などにより、地震本部による評価位置よりも約１km 北側に設定した。また、震源断層の幅（下端）については、当該地域の背景の地震活動の D95 から推定した。
震源断層のすべり方向（スリップベクトルの向き）については、想定した震源断層面に働く起震応力分布から推定した。布田川・日奈久断層帯周辺では、熊本地震の発生以前か
ら活発な微小〜小地震活動があったため、起震応力分布はこれら背景の地震活動と 熊本地震の前震・余震活動の応力テンソルインバージョンから求めた（図 35）。図 35 では、背景
地震活動または熊本地震の前震・余震活動が見られた領域の応力場を、下半球等積投影の震源球で示している。 これらの応力場から想定震源断層面での最大せん断応力の方向を計算し、その方向に想定断層がすべると考えて、すべり方向を推定した。このようにして推定されたすべり方向は、同一の断層区間内においても場所によってすべり方向に違いが見られることがわかった （図 36）。また、日奈久断層帯日奈久区間南部については、傾斜角50 度のケース（図 36 の Hinagu-Nanbu 1）と鉛直のケース（図 36 の Hinagu-Nanbu 2）について、すべり方向を推定したが、傾斜角の違いによって、すべり方向は大きく異なることが明らかになった。なお、日奈久断層帯八代海区間については、応力テンソルインバー
ジョンを行う充分なデータがなく、地震活動からすべり方向を推定することができなかったため、サブテーマ２−２による地殻ひずみ場などを参照してすべり方向を推定した。

475

図 35

応力テンソルインバージョンによって推定された布田川・日奈久断層帯周辺の起震応力分布。解析地域を多数の小領域に分割し、各領域の起震応力を、下半球等積投影の震源球で示した。図中には熊本地震の震源断層も矩形で示されている。左図は熊本地震の最大前震発生以前、中央図は熊本地震の最大前震から本震まで、右図は熊本地震の本震以後に発生した深さ 7.5km〜12.5km の地震活動から推定した応力場である。

図 36

布田川・日奈久断層帯の各区間の震源断層面におけるすべり方向分布。図 35 に示

す応力場から計算される最適すべり方向を バーで示す。バーが表示されていない部分は、起震応力が得られていないため、すべり方向の推定ができない領域である。

476

震源断層のアスペリティは、サブテーマ３により、各区間の震源断層の中央部に設定したが、この設定の妥当性をチェックするため、 Shito et al.(2017)の解析範囲を布田川・
日奈久断層帯に沿って南西側に拡大して地震トモグラフィー解析を行い、その結果得られた３次元地震波速度構造モデルと 想定震源断層を比較した。図 37 は各区間の震源断層面に対応するＰ波速度分布、図 38 は各区間の震源断層面に対応するＳ波速度分布をそれぞれ示したものである。

図 37

布田川・日奈久断層帯の各区間の震源断層における Ｐ波速度分布。

a：日奈久断層帯高野−白旗区間、b：日奈久断層帯日奈久区間北部、c：日奈久断層帯日奈
久区間南部、e：日奈久断層帯八代海区間北部、 f：日奈久断層帯八代海区間南部。
中央の図は、各区間の震源断層を地表に投影したもので、赤線が断層の地表トレース である。左右の図は、震源断層の投影図にＰ波速度分布を重ねて表示したものである。各区間の震源断層内の矩形はアスペリティの位置を示す。

477

図 38

布田川・日奈久断層帯の各区間の震源断層における Ｓ波速度分布。

左右の図は、震源断層の投影図に Ｓ波速度分布を重ねて表示したものである。その他の説
明については、図 37 を参照のこと。
図 37 と図 38 を見ると、震源断層浅部の地震波速度は小さく、深部になるにつれて速度が大きくなる傾向があるが、断層深部においても部分的に低速度の領域が認められる。サブテーマ３で設定したアスペリティは、低速度域（図中の赤色の領域） にはなく、中庸な速度域（図中の黄色の領域）に位置していることが分かる。図 ７に示したように、熊本地
震の震源断層の大すべり域（アスペリティに相当）は、低速度域を避けて中庸な速度域に対応していることが明らかになっており、このことから本研究でサブテーマ３が設定した
アスペリティの位置は 、地震波速度構造 からは妥当であると考えられる。一方、図 29 に示したように、熊本地震の震源断層の大すべり域は、高比抵抗領域に対応していることから、本研究で設定したアスペリティが高比抵抗領域であるかどうかも調べた。その結果、日奈久断層帯高野−白旗区間や同断層帯日奈久区間、布田川断層帯宇土区間については、アスペ
リティを置いた断層中央部は概ね高比抵抗であ ることが確認された（図 30）。しかし、布
田川断層帯宇土半島北岸区間については断層中央部はやや低比抵抗になっており、設定したアスペリティと高比抵抗領域が対応しないことが示された （図 30）。震源断層と地震波
速度構造・比抵抗構造との関係は、震源断層の位置・形状に依存する。 宇土半島北岸区間については、断層の位置・形状に関する情報が ほとんど得られていないため、今後の詳細な調査が必要である。

478

震源断層における破壊の開始点については、比抵抗構造が参照された。熊本地震の本震の破壊開始点（図 29 の星印）が低比抵抗領域の縁に位置していることから、日奈久断層帯の北側から破壊する場合の破壊開始点は、高野−白旗区間の 低比抵抗領域の縁（図 30 下段の水平距離-４km、深さ-13km の位置；図 37 と図 38 の領域 a のアスペリティの南西端）に設定された。また、布田川断層帯の宇土区間と宇土半島北岸区間が東側から破壊する場合の破壊開始点は、宇土区間の低比抵抗領域の縁（図 30 上段の水平距離０km、深さ-15km の位置；図 37 と図 38 の領域 g のアスペリティの中央下部）に設定された。
(c) 結論ならびに今後の課題
本研究では、まず熊本地震の活動に関して、 従来の研究成果を整理し、熊本地震後の臨時観測データを解析して、その地震学的背景についてまとめ た。その結果、熊本地震の複雑な活動は起震応力場が一軸引張に近いことによること、過去の地震活動による非弾性ひ
ずみの大きな領域の端付近で発生したことを示した。また、 地震発生ポテンシャルに関しては、熊本地震にともなって広域に発生した余震・誘発地震活動と比抵抗構造との対応を検討した。その結果、地震活動は、主に低比抵抗体の周辺で発生していることが明らかになった。
熊本地震の震源断層に関しては、前震発生から本震を含む約１週間の間に発生した地震について、布田川・日奈久断層帯およびその周辺の３次元速度構造を用いて高精度震源決定を行い、断層構造の推定を行った。その結果、震源分布から日奈久断層帯側は北西側に傾斜した面が明瞭にみられたが、布田川断層帯側では地震活動が低く、震源分布から明瞭な面を認識することはできなかった。また、前震や本震の震源（初期破壊点）が位置する
布田川・日奈久断層帯のジャンクション領域では、震源分布は複雑で 複数の面が混在しており、震源断層は非常に複雑な構造をしていることが明らかとなった。 最大前震や本震は
布田川・日奈久断層帯の傾斜方向とは逆の東南東傾斜の断層面で破壊が発生し、それが 日
奈久断層帯高野−白旗区間 や布田川断層帯布田川区間の主断層面に乗り移って大きなすべりが発生したと推定される。
布田川・日奈久断層帯周辺の３次元地震波速度構造と背景の地震活動および熊本地震の震源分布、さらには熊本地震の大すべり域との比較から、地震は低速度域を避けて発生していることや、大すべり域は極端な低速度や高速度ではない中庸な速度領域に対応することが明らかになった。また、熊本地震発生前の背景の地震活動の深さの下限（ D95）から本震の震源断層の幅が推定可能であることが確認された。
さらに、起震応力の解析から、熊本地震の発生により断層帯近傍のせん断応力が減少したことや、熊本地震発生前の背景の地震活動から推定した応力場で本震時のすべり方向を予測できる可能性が示された。GNSS の繰り返し観測による日奈久断層帯高野-白旗区間と日奈久区間の境界部の地殻変動の特徴からは、震源断層南西端の位置や形状について詳細な情報が得られたほか、熊本地震時および熊本地震後の断層すべりは高野 -白旗区間に留まっており、GNSS で検知できるほどの断層すべりは日奈久区間に及んでいないと推定された。
今後も引き続き GNSS の繰り返し観測を実施して、断層すべりが日奈久区間に伸展するか否かをモニターすることが、日奈久断層帯における地震発生過程を理解し、将来の地震発生予測を行うために重要であると考えられる。
479

これらの調査に加え、地震調査研究推進本部 （2013）により熊本平野南部に伏在していると推定されている布田川断層帯宇土区間（宇土断層）の断層位置・形状と熊本平野の深さ 1000ｍ程度までの地下構造を明らかにすることを目的として、反射法地震探査を実施した。その結果、熊本平野においては、白亜系の基盤が海抜下約 500ｍまで盆状に凹んでその上に阿蘇山の火砕流などの第四系が堆積している詳細な構造が明らかになった。また、基盤より上部の堆積層には、宇土断層の伏在が推定されている付近に複数の正断層が認められ、それぞれの断層の鉛直変位は、阿蘇火砕流堆積 物で数 10ｍ程度と推定された。このことは、宇土断層に対応する活断層群の存在を示唆する。しかし、これ らの断層変位に対応する基盤岩上面の変形は明瞭ではなく、さらに 調査が必要である。
本震で破壊した布田川断層帯については、断層浅部を対象とした AMT 法による探査を行い、地表付近にまで大すべりが達した地域と、そうでない地域の比抵抗構造 の差異を調査した。その結果、大すべり領域に位置する熊本県上益城郡益城町では、小すべり領域である熊本県阿蘇郡西原村よりも全般に低比抵抗であり、顕著な低比抵抗領域が浅い部分まで分布していることが明らかになった。これらの低比抵抗領域は、布田川断層帯に沿う破砕域への地下水の浸入や断層粘土によると考えられるため、断層すべり量が大き い益城町では破壊が地表付近まで達していることを示唆する。また、西原村では断層地表トレースによりも南側に低比抵抗領域が位置しており、これは InSAR 解析で見いだされた地表変位の分布に対応していることがわかった。
布田川・日奈久断層帯の深部比抵抗構造については、当該地域で過去に実施された MT
観測データに加え、宇土半島、日奈久断層帯周辺、熊本平野において新たに 41 点で広帯域
MT 観測および電場観測を実施し、計 130 点のデータを用いて深さ 15km までの３次元比抵抗構造を推定した。その結果、熊本地震の本震の震源域の地下深部(深さ５～15 km)には低比抵抗領域が存在し、 本震の破壊開始点は低比抵抗領域の縁に位置すること、最大前震や規模の大きな余震の震源も深部低比抵抗領域の縁に位置していることが示された。また、本震の大すべり域は、相対的に高比抵抗の領域に対応していることが明らかになった。これらのことは、破壊開始に流体が強く関与していることを示唆している。また、比抵抗構造から震源断層の破壊開始点や大すべり域をある程度推定できる可能性を示している。
以上の調査研究成果 を用いて、布田川・日奈久断層帯の震源断層の断層パラメータを推定した。具体的には、 熊本平野における反射法地震探査の結果から布田川断層帯宇土区間の断層位置を推定したほか、高精度震源分布から震源断層の幅（震源断層下端の深さ）と断層面の傾斜角、起震応力分布から震源断層のすべり角を、また、比抵抗構造から破壊開始点をそれぞれ推定した。
本調査研究により、 上述のように熊本地震を引き起こした応力場や震源断層の特徴を明らかにしたほか、布田川・日奈久断層帯において将来発生が想定される地震の震源断層の推定に寄与することができた。しかしながら、本調査研究では、布田川断層帯宇土半島北岸区間や日奈久断層帯八代海区間については、 対象領域が主に海域ということもあって観測網や観測データが不足しており、地震波速度構造や比抵抗構造の分解能も充分ではない。
今後はこれらの地域における高精度観測が課題である。また、平成 31 年３月時点においても、熊本地震の地震活動や地殻変動は衰えながらも続いていることから、今後も観測を継続して活動の推移を明らかにするとともに、データを蓄積して解析の高精度化をはかる必480

要がある。
本調査における観測や探査については、熊本県、熊本市、宇土市をはじめ、関係の皆様のご理解とご協力により行うことができた。記して感謝申し上げる。
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483

３．２

断層帯の三次元的形状・断層帯周辺の地殻構造の解明のための調査観測

３．２‐２

地殻変動調査観測(1) 業務の内容(a) 業務題目

断層帯の三次元的形状・断層帯周辺の地殻構造の解明のための調査観測(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人鹿児島大学理工学研究科教授

中尾

国立大学法人鹿児島大学地震火山地域防災センター

准教授

八木原

寛

国立大学法人鹿児島大学理工学研究科

技術補佐員

榊原

直美

准教授

伊藤

武男

技術職員

松廣

健二郎

地震予知研究セ

准教授

西村

卓也

地震予知研究セ

助教

山崎

健一

地震予知研究セ

技術職員

小松

信太郎

国立大学法人名古屋大学環境学研究科

附属・地震火茂山研究センター
国立大学法人名古屋大学

全学技術センター

国立大学法人京都大学防災研究所
ンター
国立大学法人京都大学防災研究所
ンター
国立大学法人京都大学防災研究所
ンター
国立大学法人高知大学

自然科学系理学部門

教授

田部井

隆雄

国立大学法人高知大学

自然科学系理学部門

准教授

大久保

慎人

国立大学法人高知大学

理学部付属高知地震観測所

技術職員

山品

匡史

(c) 業務の目的
布田川断層帯および日奈久断層帯周辺のひずみ場を推定する。さらに観測された地震時変動から震源断層の形状を、長期に継続して観測されている余効変動から余効変動発生源
をそれぞれ推定する。これらの調査結果を踏まえて震源断層の形状を推定する。
(d) ３ヵ年の年次実施業務の要約
1) 平成 28 年度：
日奈久断層帯南部（八代区間）の地殻変動を把握するため、鹿児島県出水郡長島町
獅子島に GNSS 連続観測点を設置し、観測を開始した。平成 28 年熊本地震の震源断層の形状を GNSS 連続観測より求められた地震時変動から求めた。さらに、余効変動の情報の収集を行った。
2) 平成 29 年度：
GNSS による余効変動観測を継続し、長期の 余効変動の時間的空間的な特徴をあきらかにした。日奈久断層帯南部（八代区間）周辺の地殻変動を明らかにするため設置した GNSS 観測点での連続観測を継続するとともに、布田川断層帯・ 日奈久断層帯484

全域のひずみ場の推定を行った。
3) 平成 30 年度：
GNSS による余効変動観測を継続し、日奈久断層帯南部周辺の地殻変動を明らかにするための GNSS 連続観測による調査を継続した。余効変動をアフタースリップおよび粘弾性による変形と考え、各観測点で観測された時系列変化において２つの変化を分離し、アフタースリップについては断層上での変位を、粘弾性による変形について
は粘性係数を求めることにより、余効変動のモデル化を行い、GNSS 変位より求めた
地震時変動、余震分布から求めた断層 形状との比較を行った 。日奈久断層帯八代区間
における平成 28 年熊本地震後の地殻変動を観測するために鹿児島県長島町獅子島において約２年間の GNSS 観測を行った。しかし、ひずみにして 10 -8 を超えるような顕著な地殻変動は観測されなかった。
(2) 平成 28～30 年度の成果(a) 業務の要約
国立大学法人の GNSS 観測グループが平成 28 年熊本地震直後に設置した GNSS 観測点
における観測を継続した。国土地理院の GEONET のデータを加えて GNSS 解析を行った結果、平成 28 年熊本地震発生後約３年を経過した現在も余効変動が継続していることが分かった。余効変動の原因として アフタースリップと粘性緩和を考え、それぞれの緩和
時間とアフタースリップの継続時間及び断層上での 滑りを求めた。また、日奈久断層帯
八代海区間付近の地殻変動を明らかにするために鹿児島県獅子島に設置した GNSS 観測
点での観測についても継続した。
2004 年１月から 2015 年 12 月までの国土地理院 GEONET、九州大学・京都大学・鹿児島大学で設置共同観測を行っている観測点の変位速度を使用し、布田川断層帯・日奈久
断層帯およびその周辺のひずみ速度の詳細を明らかにした。平成 28 年熊本地震が発生
する 以前 は最 大せ ん断 ひず み速 度の 方向 が活 断 層の 走向 に一 致し てい るこ とが わかった。

(b) 業務の成果
平成 28 年４月 16 日に発生した平成 28 年熊本地震（マグニチュード（M）7.3）の地
震時変動を国土地理院が設置した 布田川断層帯・日奈久断層帯周辺の GEONET 観測点、
九州大学・京都大学・鹿児島大学が設置した GNSS 観測点、平成 28 年４月 15 日に北海道大学・鹿児島大学が宇城市豊野小中学校に設置した GNSS 観測点（以下、豊野観測点（TYNO）と表記する）および気象庁が火山 地域に設置している GNSS 観測点のうち阿蘇山、九重山、鶴見岳観測点の合計 63 観測点について GNSS 解析プログラム RTKLIB(Takasu
and Yasuda, 2010)を用いて kinematic 解析を行った。図１に観測点配置図を示す。本
事業で使用した観測点の属性を別表に示す。RTKLIB は相対測位で kinematic 解析を行う。
解析時の基準点は地震時変動が観測されないと考えられる長崎県五島列島の GEONET 観測点である上対馬（950456）とした。図２に地震時変動の解析結果を示す。地震時変動
は地震時の前後５分間（データ 10 個）の平均の差として算出した。豊野観測点（TYNO）の地震時変動は、東西方向では変位の標準偏差とほぼ同程度 で、上下方向では変位の標
485

準偏差を上回る変位は観測されなかったが、南北成分では南へ 21.8cm と大きな変位が観測された。また、GEONET 長陽観測点（960701）では、３成分とも変位の標準偏差を超えた変化が観測され、南北、東西、上下成分でそれぞれ南へ 70.5cm、西へ 66.6cm、上方へ 24.7cm であった。

図１

地震時断層モデルを推定する際に使用した GNSS 連続観測点配置図。黒四角は国土地理院の GEONET、青三角は九州大学・京都大学・鹿児島大学が設置した GNSS
連続観測点、灰四角は気象庁の火山監視用 GNSS 連続観測点、青丸は平成 28 年４月 15 日に北海道大学・鹿児島大学が 設置した GNSS 連続観測点、黒色星印は気象庁一元化震源による平成 28 年４月 16 日に発生した M7.3 の地震の震央を示す。

図２

平成 28 年４月 16 日の平成 28 年熊本地震時のキネマティック解析結果。左：宇城市豊野小中学校（TYNO）。右：GEONET 長陽観測点（960701）。横軸は平成 28 年４月 15
日０時０分からの時刻を示し、縦軸は変位を示す。単位は㎝である。赤は南北、緑は東
西、黄は上下の各成分を示す。
486

図３に各観測点の水平変位と上下変位のベクトルを示す。最大の水平変位は GEONET
長陽観測点（960701）で 97.0cm、他に大きい変位は GEONET 熊本観測点（950465）の 74.7cmであった。平成 28 年４月 15 日に設置した豊野観測点（TYNO）では 21.8cm であった。

図３

地震時変動のベクトル図。左：水平成分。右：上下成分。赤いベクトル

は観測値を、青いベクトルは推定した断層モデル から計算した理論値を示す。
オレンジ線は活断層（活断層研究会，1991）を示す。四角は推定された震源断層を地表に投影したものを示し、太線が断層の浅部を示す。星印は 気象庁一元化震源による平成 28 年４月 16 日に発生した M7.3 の地震の震央を示す。

布田川断層帯・日奈久断層帯に１枚ずつ矩形断層を仮定し、観測された地震時変動を説明できる断層形状および断層変位を Simulated Annealing 法（Kirkpatrick et al.,1983）を使って求めた。推定された断層形状パラメータを表１に示す。推定された震源
断層は布田川断層帯・日奈久断層帯とも右横ずれ成分が大きいが、いずれも正断層成分を含んでいる。また、すべり量は布田川断層帯 の震源断層で約 4.5m と日奈久断層帯の震源断層の約 0.8m に比べて大きく、地震時変動の源としては布田川断層帯の震源断層が大きく寄与していることがわかった。

487

経度
（度）
＊
布 130.9407
田
川
断
層
帯
日 130.7843
奈
久
断
層
帯

緯度
（度）
＊
32.8495

表１ 推定された断層パラメータ
深さ すべ
すべり角 長さ
幅（km） 走向(㎞） り量
（度）
（㎞）
(度)
（m）
＊＊
0.2
4.452
－164
16.0
13.7
230

32.7164

1.0

0.797

－163

23.5

19.6

208

傾き
(度）
＊＊＊
68

85

＊：緯度経度は、断層上端の中央の位置の緯度経度を示す。
＊＊：すべり角は、下盤に対する上盤のすべり方向を、断層面上で走向から反時計回りに測った角度を示す。
＊＊＊：断層面の傾きは、走向に対し右側に傾き下がる角度（伏角）を示す。

平成 28 年４月 14 日 M6.5 の地震発生直後から国立大学法人の GNSS グループは共同で
布田川断層帯・日奈久断層帯周辺のほか、地震活動が活発化した阿蘇山東側や大分県に余効変動あるいは地震活動に関連した地殻変動を観測するため、 平成 28 年４月 28 日までに合計 21 の GNSS 観測点を設置し、連続観測を開始した（図４）。参加した国立大学
法人は、北海道大学、東北大学、東京大学、名古屋大学、京都大学、高知大学、九州大学、鹿児島大学である。図４には国土地理院 GEONET 観測点、気象庁火山監視用 GNSS 観
測点、九州大学・京都大学・鹿児島大学が設置した GNSS 観測点、本事業で設置した GNSS
連続観測点の位置も併せて示した。平成 28 年熊本地震発生後に国立大学法人の GNSS グ
ループが設置し、本事業で観測を継続した GNSS 連続観測点のうち、UBUS および NGMK は、観測点の建物の取り壊しのため、 平成 29 年８月 31 日および平成 30 年９月 11 日に撤収
した。

488

図４

九州中央部の GNSS 連続観測点配置図。黒四角は国土地理院の GEONET、青三角

は九州大学・京都大学・鹿児島大学が設置した GNSS 連続観測点、灰四角は気象庁の火山監視用 GNSS 連続観測点、青丸は平成 28 年熊本地震発生後に国立大学法人の GNSS
観測グループによって共同設置された GNSS 連続観測点、赤四角は本事業で獅子島に設置した GNSS 連続観測点を示す。黄色星印は平成 28 年４月 16 日に発生した M7.3の地震の気象庁が決定した震央を示す。赤丸は気象庁一元化震源である。平成 28 年
熊本地震発生後に設置した観測点のうち、緑丸と赤丸で囲んだ観測点は 、それぞれ
平成 29 年８月 31 日と平成 30 年９月 11 日に撤収した。

日奈久断層帯南部（八代 海区間）の地殻変動を把握するため、鹿児島県出水郡長島町
獅子島にある獅子島小中学校の屋上に GNSS 連続観測点（以下、獅子島観測点（SSJM）と表記する）を設置し、平成 29 年３月 10 日に観測を開始した。獅子島東方沖には日奈
久断層帯日奈久区間の南西延長に連続する獅子島東方沖断層群（楮原・他 ，2011）があるため、日奈久断層帯の高野―白旗区間、日奈久区間 との地殻変動を比較するため獅子島に GNSS 連続観測点を設置した。GNSS 受信機は Trimble5700 を、GNSS アンテナはレドーム付きチョークリングアンテナを使用した。電源はバッテリーと太陽電池パネルをそれぞれ２個使用した。データは小型の Linux コンピュータに収録している。図 ５に GNSS
観測点の写真を示す。

489

図５

本事業で獅子島に新設した GNSS 観測点（獅子島観測点（SSJM）の写真。右上は GNSS アンテナの設置状況、左下は全体の設置状況を示す。

九州大学、京都大学、鹿児島大学で設置した GNSS 連続観測点と国土地理院の GEONET
観測点のデータを用いて各観測点の変位速度を求め、佐藤・他（ 2002）の方法でひずみ速度を求めた。
ひずみ速度の解析に用いた観測点を図６に示す。九州大学、京都大学、鹿児島大学で設置した観測点は 2009 年から 2010 年３月までに順次設置された。
2004 年１月１日から 2015 年 12 月 31 日までの各観測点の座標データを使用して変位速度を最小二乗法で求めた。 各観測点の水平成分の変動 y(𝑡) を式(1)で表されるとし、最小二乗法で各振幅を求めた。
2𝜋𝑡
2𝜋𝑡
4𝜋𝑡
) + 𝑑 cos () + 𝑒 sin ()
365.25365.25365.254𝜋𝑡+ 𝑓 cos () + ∑ 𝑔𝑖 𝐻(𝑡 − 𝑡𝑖 )365.25𝑦(𝑡) = 𝑎𝑡 + 𝑏 + 𝑐 sin ((1)

ここで、第一項は変位速度、第二項は定数項、第３項と第４項は年周成分、第５項と第６項は半年周成分、第７項は GEONET のアンテナ交換によるステップや地震時の変動を表している。 𝐻はヘビサイド関数を示す。2011 年３月 11 日に発生した平成 23 年東北
地方太平洋沖地震の地震時変動は九州各地でも観測されているため、この変動については、使用した全観測点において式（１）の第７項で推定した。GEONET 観測点の 940087、950450、960685、021062、021063 の５点では、2005 年３月 20 日に発生した福岡県西方沖の地震の地震時変動も第７項で同時に推定した。また、豊後水道ではこれまでたびたびスロースリップが発生していることが知られており、解析期間においても 2010 年に490

スロースリップが発生している（ Ozawa et al., 2013）。スロースリップは定常変動とは異なる変動であるため、スロースリップを含んだ時系列で変位速度を求めると本来の定常変動とは異なる変動を求めることになると考えられる。そこで時系列変化や Ozawa
et al.(2013)の解析結果を参考に図７の黒線で囲った観測点において 2010 年２月１日
から 2010 年 10 月 31 日までをスロースリップの発生期間とし、その期間のデータを欠測として扱い、スロースリップによる変動量は 2010 年 11 月１日にステップが発生したと仮定し、式（１）の第７項により推定した。

図６ ひずみ速度の解析に用いた GNSS 観測点配置図。青三角は九州大学、京都大学、鹿児島大学で設置した観測点、赤四角は国土地理院の GEONET 観測点を示す。黒線と海岸線で囲まれ、東経 131 度より東、北緯 32.87 度より北の領域にある 観測点は豊後水道
スロースリップの影響を取り除く処理をした観測点である。オレンジの線は活断層（活断層研究会，1991）を示す。

各観測点における変位速度を General Mapping Tool（Wessel et al., 2013）のコマンドである surface を使って５分間隔のグリッドでの変位速度を東西成分、南北成分そ
れぞれについて求める。図６に求めた変位速度のコンター図を示す。ベクトルは GEONET
上対馬観測点(950456) を固定点として表した各観測点の変位速度である。

491

図７

各観測点の変位速度から内挿された変位速度分布。 左：南北成分、右：東西成分。観測点の変位速度は GEONET 上対馬観測点(950456)を固定点としている。

グリッドごとに求めた変位速度を使ってひずみ速度を求める。𝑖番目のグリッドの座標を(𝑥𝑖 , 𝑦𝑖 )とし、そこでの変位速度を (𝑢̇ 𝑖 , 𝑣̇ 𝑖 )とするとひずみ速度は式（２）を使って求めら
れる。

𝜀𝑥𝑖 =

𝑢̇ 𝑖 − 𝑢̇ 𝑖−1,
𝑥𝑖 − 𝑥𝑖−1𝜀𝑦𝑖 =𝑣̇ 𝑖 − 𝑣̇ 𝑖−1,
𝑦𝑖 − 𝑦𝑖−1(2)1 𝑢̇ 𝑖 − 𝑢̇ 𝑖−1 𝑣̇ 𝑖 − 𝑣̇ 𝑖−1
𝜀𝑥𝑦𝑖 = (+)
2 𝑥𝑖 − 𝑥𝑖−1 𝑦𝑖 − 𝑦𝑖−1

図８にひずみ速度の東西成分と南北成分を示す。東西成分では縮みが卓越し、特に大分県の国東半島から別府湾にかけてと阿蘇山周辺で大きく縮んでいる。一方南北成分では伸びが卓越しており、特に姶良カルデラで大きく伸びている。

492

図８

ひずみ速度の東西成分（左）と南北成分（右）。

面 積 ひず み 速 度 𝛩、 最大 せ ん 断 ひ ずみ 速 度 𝛴と 主 ひ ず み速 度 𝜀1 、 𝜀2 と そ の方 向 は 宇 津（2001）を参考に以下のように計算した。
𝛩𝑖 = 𝜀𝑥𝑖 + 𝜀𝑦𝑖22𝛴𝑖 = (𝜀𝑥𝑖 − 𝜀𝑦𝑖 ) + 4𝜀𝑥𝑦𝑖

(3)
(4)

1
(𝛩 + 𝛴𝑖 )
2 𝑖

(5)

1
𝜀2 = (𝛩𝑖 − 𝛴𝑖 )
2

(6)

𝜀1 =

最大主ひずみの方向 𝜑1𝑖 は
𝜑1𝑖 =

2𝜀𝑥𝑦𝑖
1
tan−1
2
𝜀𝑥𝑖 − 𝜀𝑦𝑖(7)で求めることができ、最大せん断ひずみ速度の方向 𝜑𝑔𝑖 は

𝜑𝑔𝑖 = 𝜑1𝑖 +
493

𝜋
4

（8）

で求めた。
図９に面積ひずみ速度と最大せん断ひずみ速度を示す。面積ひずみ速度では、姶良カルデラで大きな伸びがみられる一方、阿蘇山付近では縮みがみられる。最大せん断ひず
み速度は別府湾を中心とした大分県で大きく、霧島山の東側でも大きくなっている。

図９

面積ひずみ速度（左）と最大せん断ひずみ速度（右）図 10 左図に主ひずみ速度を示す。大分県別府湾を中心とした領域と九州中央部阿蘇山
周辺で縮みが卓越し、姶良カルデラでは膨張が卓越している。別府島原地溝帯では若干
南北方向の伸びが認められる。図 10 右図は国土地理院が 1883 年から 1994 年までの三角測量により求めたひずみ変化である。九州全体で伸びが卓越しているが、特に別府島原地溝帯では南北方向の伸長がみられる。これは GNSS により求めたひずみ速度の空間分布とは異なるものである。これが時間的 な変 化を示してい るかどう かは不明で ある 。
図 11 左図に布田川断層帯・日奈久断層帯周辺の主ひずみ速度を、右図に最大せん断ひ
ずみ速度の向きと大きさをベクトルで示す。主ひずみ速度を見ると日奈久断層帯高野―白旗区間では伸長の方向と断層帯の方向が一致しているが、南になるにしたがって伸長方向が反時計回りに回転していき、八代海区間では断層帯に直交する。最大せん断ひず
み速度を見ると布田川断層帯では、断層帯に沿った方向に最大せん断ひずみ速度がみられるが、日奈久断層帯では最大せん断ひずみ速度の方向は南にいくにしたがって断層帯の走向と斜交している。

494

図 10

主ひずみ速度（左）、1883 年から 1994 年までの三角測量による九州の主

ひずみ（右）（国土地理院，1997）。

図 11

布田川断層帯・日奈久断層帯とその周辺の主ひずみ速度（左）と最大せん断

ひずみ速度（右）。赤△は活火山を示す（気象庁 ，2013）。オレンジ線は活断層を示す（活断層研究会，1991）。
495

九州地方では、年間数㎝の定常的な水平変動があるため、平成 28 年熊本地震の余効変動が収まってくると定常的な水平変動が卓越するようになる。このため、地震発生前の長期間のデータがある観測点については定常変動（変位速度）を最小二乗法により推定
し、地震後の変動データから取り除いた。また、地震発生後に観測を開始した観測点、気象庁の観測点については周辺の観測点の変位速度から内挿して変位速度を求め、地震後の変動データから取り除いた。
平成 28 年熊本地震発生前から観測している観測点について、2004 年１月から 2015 年
12 月までのデータを使い、変位速度を式（１）を使って求めた。 図 12 に得られた変位
速度を青いベクトルで示す。平成 28 年熊本地震発生後に設置した観測点と気象庁の観測点については、周辺の観測点で、すでに変位速度が求められている観測点 ３点から５点を使って、内挿した。内挿方法は、推定したい観測点と周辺の観測点の間の距離の逆数を重みとして、変位速度の重み付平均を行い、変位速度を内挿した。内挿して求めた変位速度ベクトルを赤で図 12 に示す。周辺の変位速度と調和的であり、地震後に設置した観測点や気象庁観測点の変位速度としてよいと考える。

図 12

定常変動（変位速度）ベクトル。青いベクトルは変位データから推定した変位速度を、赤いベクトルは推定した変位速度から内挿した変位速度を示す。

図 13、図 14 に変位速度を使って定常変動を除いた変動図を示す。図 13、図 14 とも南
北成分を見ると余効変動が地震発生後３年経った現在も継続しているように見える。震
源近くの観測点 MIFN では約３年で約 15cm の変動が観測された。しかし、約８ヵ月でおよそ 11cm の変動があったので、変動速度は小さくなっていることがわかる。図 13、図
14 ともに変動速度が小さくなった 2017 年２月ころより余効変動に加えて１年周期の変動が顕著になってきた。図 13 では OGWA や YFTM の東西成分、図 14 では KHMD の東西成
分では、2016 年７月、2017 年７月にピークを持つ変動があることがわかる。すなわち、５月頃から東方向へ変動し、７月頃に最も東の位置にあり、その後西へ変動する。この変動が２年ほぼ同じ時期に表れており、年周変化と考 えられる。図 13 に示した日奈久496

断層帯の東側の観測点では、平成 28 年熊本地震の地震時変動と同じく南西方向への変
動が余効変動として観測されている。日奈久断層帯の地震時に滑ったと考えられる領域
よりも南にある観測点については、東西方向で余効変動は年周よりも小さい。図 14 に示した布田川断層帯の北側にある観測点の変動は、北西方向である。地震時に変動したと考えられる日奈久断層帯西側の観測点では東西方向で 2016 年７月あるいは８月頃までの余効変動が顕著である。図 13、図 14 とも 2016 年９月頃に上下成分でステップがあるように見える。これは解析上の問題と考えているが、原因は不明である。

図 13

日奈久断層帯南東側の GNSS 観測点で観測された余効変動（2016 年４月 17日～2019 年３月 31 日）。定常変動を除いている。(a)南北成分、(b)東西成分、(c)上下成分。観測点の位置を右側の図に示す。上下成分の 2016 年９月のステップ（黒矢印）は原因不明である。黒丸で囲ったステップはアンテナ交換による。

図 14

日奈久断層帯北西側の GNSS 観測点で観測された余効変動（2016 年４月 17日～2019 年３月 31 日）。定常変動を除いている。(a)南北成分、(b)東西成分、(c)上下成分。観測点の位置を右側の図に示す。上下成分の 2016 年９月のステップ（黒矢印）は原因不明である。

497

本事業では、日奈久断層帯八代海区間での地震後の地殻変動を明らかにするために、
2017 年３月に鹿児島県長島町獅子島に GNSS 連続観測点を設置した。観測点の位置は図４に赤四角で示す。今年度も獅子島観測点（SSJM）における観測を継続した。途中 2018
年１月９日から２月 24 日まで、2018 年 12 月 23 日から 2019 年２月４日までは受信機の電源 OFF による欠測があるが、他の期間は順調に観測が継続された。図 15 に SSJM の変位速度を最小二乗法を用いて計算し、それを定常変動として取り除いた時系列変化を示す。年周変化とみられる変動が観測されているがその他には顕著な地殻変動は観測され
ていない。

図 15

獅子島観測点（SSJM）の時間変化。定常変動は取り除かれている。期間は 2017年３月 10 日～2019 年３月 31 日まで。
SSJM 観測点の近傍 にある GEONET 観測点２点 、芦北観測点 （950468）と出水観 測点(970834)により３角形を形成し、藤井・他（1986）の方法により一日ごとのひずみを計算した。図 16(a)に観測点配置図を、図 16(b)に最大せん断ひずみと面積ひずみの時間変化を示す。ばらつきはあるが最大せん断ひずみ、面積ひずみともほぼ一定であり、10-8を超える変化はないことがわかった。

498

図 16 (a)ひずみを計算に使用した観測点（赤丸 印）。黒丸は周辺の GEONET観測点。(b)計算された最大せん断ひずみ（赤十字印）と面積ひずみ（緑×印）の時間変化。

観測された余効変動の特徴を抽出するために、余効変動の時定数の推定を行った。余
効変 動は 断層 面上 で発 生す るア フタ ース リッ プ と断 層周 辺の 下部 地殻 やマ ント ルの粘性緩和で発生すると考える。粘性緩和による 変動は緩和時間を 𝑑とし、
𝑡𝑢 = 𝑎 ∙ (1 − 𝑒 −𝑑 )（9）で表せるとする。ここで、𝑢は変位、𝑡は時刻、𝑎は振幅を示す（たとえば、Segall, 2010）。
また、アフタースリップは緩和時間を 𝜏とし、
𝑡𝑢 = 𝑎 ∙ 𝑙𝑛 (1 + )𝜏（10）で表される（Marone et al., 1991）。観測された余効変動において、アフタースリップ
が粘性緩和よりも早期に収束すると考え、アフタースリップと粘性緩和が同時に進行している期間 I と粘性緩和のみが進行している期間 II にわけ、それぞれの期間を以下に示す式（11）と（12）で表されると考える。
𝑡𝑢 = 𝑎 ∙ ln (1 + ) + 𝑏 + 𝑐 ∙ (1 − 𝑒 −𝑡 ⁄𝑑 )𝜏（11）𝑢 = 𝑏 + 𝑐 ∙ (1 − 𝑒 −𝑡 ⁄𝑑 )（12）

ここで、𝑎はアフタースリップの振幅、 𝑏は切片、𝑐は粘性緩和の振幅を、 τと𝑑はアフタースリップと粘性緩和の時定数を示す。また、期間 I と期間 II の境界の時刻についても未知量とし、この境界の時刻とアフタースリップの時定数 τは各観測点の各成分で同じ499

と仮定した。各観測点の各成分の振幅 𝑎と𝑐、切片𝑏、粘性緩和の時定数 𝑑及び各成分共通のアフタースリップの時定数と期間 I と期間 II の境界時刻を Simulated Annealing 法（Kirkpatrick et al., 1983）を用いて求めた。
日奈久断層帯の東側にある観測点７点と西側にある４点の合計 11 点の余効変動に対して、式（11）と式（12）の係数を Simulated Annealing 法で求めた。アフタースリッ
プの緩和時間τは 1.22 日で、アフタースリップの継続期間を表す期間 I と期間 II の境界は地震後約 50 日（49.98 日）であった。粘性緩和の緩和時間は表２に示す。 NS 成分に比べ EW 成分の方が多くの観測点で長いという特徴がある。 図 17 と図 18 に余効変動変化とアフタースリップと粘性緩和でモデル化した時系列を示す。 Simulated Annealing
法によるフィッティングはよくあっている。ただし、図 18（d）SRNI 観測点の南北成分についてはオフセットがあるように見える。 これはアフタースリップの振幅が大きく推定され、地震直後に大きな余効変動が発生したモデルとなっていることによると考えられる。アフタースリップと粘性緩和でモデル化した時系列は期間 I と期間 II の境界で不連続が発生している。これは期間 I と期間 II の境界でモデル式の形が異なることが原因である。
表２

粘性緩和の緩和時間。
NS 成分（日）EW 成分（日）

MIFN

297.0

452.8

NNTK

324.6

979.4

TYNO

457.6

511.5

KTNJ

312.3

509.0

1169

652.8

548.2

MRTK

313.4

518.8

OGWA

291.3

705.2

1071

100.0

612.9

FUTO

586.2

274.0

0465

575.6

332.7

SRNI

827.0

490.4

500

図 17

余効変動の観測値とアフタースリップ と粘性緩和でモデル化した時系列 。

(a)MIFN、(b)NNTK、(c)TYNO、(d)KTNJ、(e)1169、(f)MRTK、(g)OGWA

501

図 18

余効変動の観測値とアフタースリップ と粘性緩和でモデル化した時系列。

(a)1071、(b)FUTO、(c)0465、(d)SRNI

期間 I と期間 II において Simulated Annealing 法を使って求めた値を使い、アフタースリップによる変位（期間 I）と 1000 日間の粘性緩和による変位を計算した。ベクトルを図 19 に示す。粘性を Maxwell モデルとすると緩和時間は粘性係数を剛性率で 割ったものとなる（たとえば、Segall, 2010）。剛性率を3 × 1010 Paとすると表２で示した緩和時間の対応する粘性率は 2.6 × 1017 ～2.5 × 1018 Pa sとなる。
図 19 に示したアフタースリップによる各観測点での変位を用いて地震時断層面上でのアフタースリップ量を最小二乗法により求めた。断層の位置や断層形状については、
地震時変動と同じ値を用いた（表１、図 ３）。表３に布田川断層帯と日奈久断層帯の地
震断層上のすべり量を示す。図 20 には、アフタースリップの水平変位の観測値と計算値を示す。Shirahama et al. (2016)は地震後 12 日間で約 10 ㎝のアフタースリップを地表に現れた日奈久断層帯の高野―白旗区間の北部地域の地震断層から見出している。
日奈久断層帯の右横ずれすべり量から平均すべり量を計算し、12 日間でのすべり量を求めると約５㎝である。

表３

断層面上でのアフタースリップ量。
すべり量（m） すべり角（度）布田川断層帯0.145－172
日奈久断層帯
0.177
－172

502

図 19

アフタースリップと粘性緩和による変位のベクトル図。 (左)アフタースリップによる変位（地震発生から約 50 日まで）。 (右)粘性緩和による変位（地震発生から 1000 日まで）。

図 20

アフタースリップによる変位のベクトル図（青矢印）。赤矢印は地震時断層

上でアフタースリップが生じたときの計算値。
つぎに図 19 に示したアフタースリップによる各観測点での変位を用いて、 Simulated
Annealing 法（Kirkpatrick et al., 1983）によりアフタースリップを発生させた布田川断層帯と日奈久断層帯の断層を求めた。求めた断層パラメ ータを表４に示す。図 21503

にア フタ ース リッ プに よる 観測 点で の変 位と 推 定さ れた 断層 パラ メ ー タか ら計 算された観測点での変位を示す。

図 21

アフタースリップによる変位のベクトル図（青矢印）。赤矢印は推定された断層パラメータにより計算された観測点での変位（赤矢印）。星印は 平成
28 年４月 16 日に発生した M7.3 の地震の気象庁が決定した震央を示す。

表４

布

推定された断層パラメータ
深 さ すべり すべり 長さ
幅（km） 走向(度)(㎞） 量（m） 角（度） （㎞）

経度
（度）

緯度
（度）

＊

＊

130.9355

32.8477

0.1

0.090

－95

41.0

18.3

249

55

130.7912

32.7146

0.1

0.128

－174

29.4

11.4

215

89

＊＊

傾

き

(度)
＊＊＊

田
川
断
層
帯
日
奈
久
断
層
帯
＊：緯度経度は断層上端中央の位置の緯度経度を示す。
＊＊：すべり角は、下盤に対する上盤のすべり方向を、断層面上で走向から反時計回りに測った角度を示す。
＊＊＊：断層面の傾きは、走向に対し右側に傾き下がる角度（伏角）を示す。
504

平成 28 年熊本地震による地殻変動データからは、既に国土地理院（2016）により地震
時断層モデルが提出されている 。また、本事業では、余震の高精度震源決定に基づいて、震源断層の推定がなされている（光岡・他， 2018）。そこで、今回求 めた地震時断層およびアフタースリップ が生じた断層を、既提出の断層モデルと比較してみる。
図 22 から 24 に GNSS データから求めた地震時断層、アフタースリップを生じた断層 、
余震分布から求めた断層形状（光岡・他，2018）及び国土地理院（2016）による布田川
断層帯・日奈久断層帯に相当する 地震時断層を示す。布田川断層帯及び日奈久断層帯とも４つの断層モデルはほぼ重なっている。しかし、布田川断層帯ではアフタースリップを生じた断層が他の３つに比べて広く推定されている。これは布田川断層帯周辺に明瞭な余効変動を観測した観測点が少なく、断層形状を詳細に決めることができない ためと考えられる。図 23 は布田川断層帯、図 24 は日奈久断層帯に推定された断層の断面図である。布田川断層帯では、傾斜は ４モデルともほぼ等しいが 、日奈久断層帯では、余震分布による断層形状に比べて、今回求めた地震時断層およびアフタースリップを生じた
断層の傾斜がほぼ 90 度と急になっていることがわかる。また、日奈久断層帯では、国土地理院（2016）によるモデルも含め、地殻変動データから求めた断層モデルは地形・地質調査による地表の断層トレースとほぼ一致するが、余震分布から求めた断層モデル
をそのままの傾斜角で 地表へ延長すると、地表の断層トレースとは一致しない。

図 22

地震時断層（青）、アフタースリップを生じた断層（赤）、余震分布か

ら推定された断層（光岡・他，2018）（緑）及び国土地理院（2016）による
地震時断層（紫）の地表面への投影。

505

図 23

布田川断層帯の地震時断層（青）、アフタースリップを生じた断層（赤）、余震分布から推定された断層（光岡・他，2018）（緑）及び国
土地理院（2016）による地震時断層 （紫）のアフタースリップを生じた断層の 走向 方向 の直 交方向 （ N152°E）から 見 た断層 （左 ）と 走向 方向（N242°E）から見た断層（右）を示す。

図 24

日奈久断層帯の地震時断層（青）、アフタースリップを生じた断層（赤）、余震分布から推定された断層（光岡・他，2018）（緑）及び国
土地理院（2016）による地震時断層（紫） のアフタースリップを生じた断層の 走向 方向 の直 交方向 （ N122°E）から 見 た断層 （左 ）と 走向 方向（N212°E）から見た断層（右）を示す。

506

以上のように各断層モデルは、アフタースリップを生じた断層を除くと、走向はほぼ一致しているものの、 断層サイズや傾斜は一致していない。 そこで、これらの違いの有意性を検証するために、余震分布から推定した断層モデルで地震時の地殻変動を説明できるかを調べた 。まず、余震分布から決定した断層形状（光岡・他，2018）を用いて、地震時の断層面上のすべり量とすべり角を最小二乗法で求めた。そして、それらのすべ
り量とすべり角を用いて、地表で観測される変位を計算した。 表５に求まったすべり量とすべり角を、図 25 に観測された地震時変動と求めたすべり量、すべり角から計算される各観測点での変位を示す。最大の変位を観測した GEONET 長陽観測点（960701）をはじめ多くの観測点で、求めたすべり量を使って計算した理論値と観測値 の一致は良くなく、余震分布から推定した断層モデルでは地震時の地殻変動を説明できないことがわ
かった。

表５

図 25

余震分布から決定した断層上の地震時の すべり量とすべり角。
すべり量（m）

すべり角（度）

布田川断層帯

3.118

－170

日奈久断層帯1.608

175

余震分布から決定した断層形状（光岡・他，2018）と推定したすべり量より計算された各観測点での変位（青ベクトル）と GNSS による観測された地震時変動（赤ベクトル）を示す。四角は断層形状の地表投影を示し、太線が断層の浅部を示す。オレンジ色は 活断層（活断層研究会， 1991）を示す。星印は気象庁一元化震源による平成 28 年４月 16 日に発生した M7.3 の地震の震央を示す。

次に、余震分布による断層モデルと地殻変動データによる 断層モデルの不一致の理由について検討する。図 26 に国土地理院（2016）による地震時断層モデルにより計算された変動と本事業でキネマティック解析により求めた地震時変動を示す。図 26（左）は507

布田川断層帯・日奈久断層帯に相当する２つの断層のみを使って計算した変動を示す。
この計算した変動は観測された地震時変動とあっていないことがわかる。図 26（右）は国土地理院（2016）による３つの地震断層モデルにより計算された変動を 示す。この計算した変動は観測された地震時変動とあっていることがわかる。このことは、国 土地理院（2016）の地震時断層モデルのうち布田川断層帯北東の南東傾斜の断層が観測された
地震時変動を説明するために非常に重要な役割を果たしていることがわかる。しかし、
光岡・他（2018）による余震分布から推定された断層には布田川断層北東の南東傾斜の断層は含まれていない。平成 28 年熊本地震の強震動データから推定された震源断層モデル（Asano and Iwata, 2016）も、光岡・他（2018）の余震分布による断層モデルとおおよそ一致しており、地震動の生成には布田川断層北東の南東傾斜の断層は寄与していないと考えられる。 このことは、地震波を発生させる高速の断層運動だけで地殻変動が生じるわけではないことを示している。 したがって、地震波を発生させる断層モデルと地殻変動を発生させる断層モデルは、必ずしも一致する必要はないと考えられる。
以上の検討から、地震波の発生を考えるモデルとしては、地殻変動から推定される断層モ デル より も地 震活 動か ら推 定さ れた 断層 モ デル ある いは 地震 波を 発生 させ たと考えられる断層モデルを使用することが適切であると考える。 したがって、本事業で実施する強震動シミュレーションに用いる震源断層モデルとしては、余震分布から推定された断層モデルを用いることとした。

図 26

国土地理院（2016）の地震時断層により計算された地震時変動（青）と本事業により求めた地震時変動（赤）との比較。（左）布田川断層帯及び日奈久
断 層 帯 の ２ つ の 地 震 時 断 層 に よ り 計 算 さ れ た 地 震 時 変 動 、（ 右 ） 国 土 地 理 院（2016）の３つの地震時断層により計算された地震時変動。

508

(c) 結論ならびに今後の課題
平成28年熊本地震発生後から約３年間、GNSSを使って余効変動を観測し、現在も余効変動が継続していることを明らかにした。余効変動をアフタースリップと粘性緩和による変動であると仮定し、それぞれの緩和時間を求めた。アフタースリップの継続期間は地震発
生後約50日間と推定された。粘性緩和にMaxwellモデルを適用し、剛性率の値を仮定する
ことにより、粘性率を2.6 × 1017 ～2.5 × 1018 Pa sと見積もることができた。また、アフタースリップによる断層変位量を、地震時断層を仮定して求めた。右横ずれの変位量は布田川断層帯で約12㎝、日奈久断層帯で約21㎝と見積もることができた。さらに、アフタース
リップを生じた断層パラメータを推定し、GNSSデータより推定した地震時変動、光岡・他（2018）による余震分布から求めた断層形状と比較を行った。
日奈久断層帯八代海区間周辺の地殻変動を明らかにする目的で鹿児島県長島町獅子島にGNSS連続観測点を設置し、観測を継続した。定常変動を推定し、その残差変動には年周変化とみられる変動があるが、他には顕著な変動は観測されていないことが分かった。
2004年１月から2015年12月までの九州大学、京都大学、鹿児島大学で設置したGNSS観測
点、国土地理院によるGEONET観測点のデータを解析し、ひずみ速度を求めた。布田川断層帯付近および日奈久断層帯高野―白旗区間では最大せん断ひずみ速度の方向が断層帯の走向方向に一致していたことが分かった。また、日奈久断層帯日奈久区間の南では、南にいくにしたがって最大せん断ひずみ速度の方向は断層帯の走向と斜交していることが明らかとなった。平成28年熊本地震の地震断層と考えられる活断層では、その断層上で最大
せん断ひずみ速度が最大になっていたことがわかった。

(d) 引用文献
Asano, K. and T. Iwata, Source rupture processes of the foreshock and mainshockin the 2016 Kumamoto earthquake sequence estimated from the kinematic waveform
inversionofstrongmotiondata,

Earth,

Planets

andSpace,

68,147,

doi:10.1186/s40623-016-0519-9, 2016.
藤井陽一郎・杉田要・中根勝見，東北日本の地殻歪（Ⅰ）－解析方法―，測地学会誌，
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楮原京子・愛甲崇信・足立幾久・坂本泉・滝野義幸・井上直人・北田奈緒子，布田川・
日奈久断層帯海域部における高分解能マルチチャンネル 音波探査，活断層・古地震研究
報告，No.

11，273－294，2011．

活断層研究会編，新編日本の活断層，東京大学出版会，437pp，1991.
Kirkpatrick, S., C. d. Gelat and M. P. Vecchi, Optimization by simulated annealing,
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気象庁，日本活火山総論

第４版，1498pp，2013．

国土地理院編，日本の地殻水平ひずみ，国土地理院技術資料，F1-No.10，1997 （国土地
理院ホームページ www.gsi.go.jp/cais/HIZUMI-hizumi.html）．
国土地理院，平成 28 年（2016 年）熊本地震，地震予知連絡会会報，96，557－589，2016．
Marone, C. J., C. H. Sholtz and R. Bilham, On the mechanics of earthquake afterslip,
Jour. Geophys. Res., 96, 8441-8452, 1991.
509

光岡郁穂・松本聡・山下裕亮・中元真美・宮崎真大・酒井慎一・飯尾能久・ 2016 年熊本
地 震 合 同 地 震 観測 グ ル ー プ ， Change in state of stress around Hinagu fault zone
through the 2016 Kumamoto earthquake sequence, central Kyushu, Japan ，日本地球惑星科学連合 2018 年大会，SCG57-26，2018．
Ozawa, S., H. Yarai, T. Imakiire and M. Tobita, Spatial and temporal evolution of
the long-term slow slip in the Bungo Channel, Japan, Earth Planets Space, 65, 67 -73,
2013.
佐藤俊也，三浦哲，立花憲司，佐竹義美，長谷川昭，稠密 GPS 観測網により観測された
東北奥羽脊梁山地の地殻変動，地震第２輯，55，181－191，2002．
Segall, P., Earthquake and Volcano deformation, Princeton University Press, 432pp,
2010.
Shirahama, Y., M. Yoshimi, Y. Awata, T. Maruyama, T. Azuma, Y. Miyashita, H. Mori,
K. Imanishi, N. Takeda, T. Ochi, M. Otsubo, D. Asahina and A. Miyakawa,
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Takasu, T. and A. Yasuda, Kalman-Filter-Based Integer Ambiguity Resolution Strategy
for Long-Baseline RTK with Ionosphere and Troposphere Estimation, Proceedings ofthe 23 rd International Technical Meeting of the Satellite Division of the Instituteof Navigation (Ion GNSS 2010), Portland, OR, September 2010, 161 -171，2010.
宇津徳治，地震学

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Wessel, P., W. H. F. Smith, R. Scharroo, J. Luis, and F. Wobbe, Generic Mappaing
Tools:

Improved

VersionReleased,

EOS

DOI:1002/2013EO45001

510

Trans.

AGU,

94,

409-410,

2013.

別表

各観測点の属性。
観測開始日（空欄は平

観測

観測点

点名

コード

設置機関

経度（度） 緯度（度）成 28 年４月 14 日以前
から観測、解析してい
る観測点）

獅子島

SSJM

小野原

ONBR

湯平

YNHR

野上

NGMK

小川

OGWA

不知火

SRNI

二岡

FUTO

画図

EZU_

北中島

KTNJ

御船

MIFN

七滝

NNTK

豊野

TYNO

護川

MRKW

産山

UBUS

田尻

UBUT

波野

ASNM

りんど
うが丘

RNDG

鹿児島大学
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グループ

130.217332.2793

平成 29 年 3 月 21 日

131.2896

33.3275

平成 28 年 4 月 18 日

131.3392

33.1929

平成 28 年 4 月 19 日

131.2073

33.2269

平成 28 年 4 月 19 日

130.7109

32.5817

平成 28 年 4 月 18 日

130.6561

32.6464

平成 28 年 4 月 18 日

130.7920

32.8238

平成 28 年 4 月 19 日

130.7398

32.7675

平成 28 年 4 月 19 日

130.9382

32.7337

平成 28 年 4 月 18 日

130.8004

32.7152

平成 28 年 4 月 18 日

130.8539

32.7345

平成 28 年 4 月 18 日

130.7497

32.6377

平成 28 年 4 月 15 日

130.8498

32.9106

平成 28 年 4 月 20 日

131.2177

32.9951

平成 28 年 4 月 19 日

131.1739

33.0321平成 28 年 4 月 19 日

131.2292

32.9322平成 28 年 4 月 20 日

131.1286

33.0776

平成 28 年 4 月 25 日

511

淮園

WYEN

熊本大

KMU1

二見

YFTM

八代第
六中
姫戸
熊本
城西
宇土
網田
八代
八竜山
八代
大島
浅地

YDRK
KHMD
KMJS
UTOD
YTHT
YTOS
ASAJ

阿蘇火
山博

ASOM

物館
別府
別府唐
木山
阿蘇
深葉
高森
草部
五ヶ瀬
鞍岡
日之影
八戸
美里
励徳
由布
阿南
別府
亀川

BGRL
BKRK
AFKB
TKSB
GKRK
HYAT
MRTK
YANN
BKG0

国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グル
ープ
国立大学法人 GNSS グループ
九州大学・東北大学・鹿
児島大学
九州大学・東北大学・鹿
児島大学
九州大学・東北大学・鹿
児島大学
九州大学・東北大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿
児島大学
九州大学・京都大学・鹿児島大学

131.1592

33.1941

平成 28 年 4 月 25 日

130.7282

32.8171

平成 28 年 4 月 26 日

130.5578

32.4035

平成 28 年 4 月 27 日

130.5793

32.4804

平成 28 年 4 月 27 日

130.4069

32.4406

平成 28 年 4 月 28 日

130.6329

32.7823

平成 28 年 8 月 20 日

130.5498

32.6712平成 28 年 7 月 7 日

130.6378

32.4529

平成 28 年 7 月 7 日

130.5545

32.5379

平成 28 年 7 月 7 日

131.4316

33.0225131.0520

32.8855

131.4858

33.2845131.4864

33.3882130.9761

33.0076131.2142

32.7851131.1635

32.6478131.4336

32.6224130.9190

32.6398

131.4531

33.1864131.4897

33.3262

512

久住

KUJ_

出水

IZMI

紫尾山

SHIB

泊

TOMR

湯山

J790

草千里
古坊中

131.2364

33.0522130.3472

32.0554130.3505

31.9714130.3711

31.9408

気象庁

131.4511

33.3255J824

気象庁

131.0523

32.8856J823

気象庁

131.0734

32.8805J821

気象庁

131.0894

32.8744J825

気象庁131.1012

32.8975

J813

気象庁

131.2296

33.1033J810

気象庁

131.224633.1325J811

気象庁131.2617

33.0998

J812

気象庁

131.2087

33.0960

古賀

940087

国土地理院 GEONET

130.4768

33.7307安岐

940088国土地理院 GEONET

131.6914

33.4615日田

940089国土地理院 GEONET

130.9678

33.3311

940090

国土地理院 GEONET

131.8764

32.9246

玄海

940091

国土地理院 GEONET

129.8503

33.4761

千丁

940093

国土地理院 GEONET

130.6456

32.5464

日向

940094

国土地理院 GEONET

131.6323

32.4455

佐土原

940095

国土地理院 GEONET

131.4697

32.0218

阿久根

940096

国土地理院 GEONET

130.1901

32.0132

枕崎

940098国土地理院 GEONET

130.2995

31.2646

内之浦

940099国土地理院 GEONET

131.0875

31.2585

前原950450

国土地理院 GEONET

130.2508

33.5361

筑紫野

950451

国土地理院 GEONET

130.522033.5004

小石原

950452

国土地理院 GEONET

130.8288

33.4655

八女

950453

国土地理院 GEONET

130.5647

33.2059

佐賀950454

国土地理院 GEONET

130.2687

33.2749950455

国土地理院 GEONET

130.0942

33.0985

砂千
里浜
仙酔峡
星生山
北山腹
上野
坊ガ
ツル
牧ノ
戸峠

大分
佐伯

佐賀
鹿島

京都大学・九州大学
鹿児島大学・九州大学・京都大学
鹿児島大学・九州大学・京都大学
鹿児島大学・九州大学・
京都大学

513

上対馬

950456

国土地理院 GEONET

129.4821

34.6556

美津島

950457

国土地理院 GEONET

129.311534.2682

石田950458国土地理院 GEONET

129.7347

33.7427平戸950459国土地理院 GEONET

129.5370

33.3622西海950460

国土地理院 GEONET

129.6907

33.0631950461

国土地理院 GEONET

130.2713

32.8707

福江

950462

国土地理院 GEONET

128.8431

32.6694加津佐

950463

国土地理院 GEONET

130.1546

32.6369

玉名950464

国土地理院 GEONET

130.5477

32.9335

熊本950465

国土地理院 GEONET

130.7648

32.8421

清和950466

国土地理院 GEONET

131.0993

32.7407天草

950467

国土地理院 GEONET

129.9873

32.3262芦北

950468国土地理院 GEONET

130.5068

32.2992950469国土地理院 GEONET

130.8026

32.2387950470

国土地理院 GEONET

131.5642

33.6712950471

国土地理院 GEONET

131.1689

33.4962

湯布院

950472

国土地理院 GEONET

131.3473

33.2540

佐賀関

950473

国土地理院 GEONET

131.7981

33.2394

久住

950474

国土地理院 GEONET

131.2861

33.0090950475

国土地理院 GEONET

131.5878

32.9869北川

950476

国土地理院 GEONET

131.7568

32.7040

日之影

950477

国土地理院 GEONET

131.3276

32.6848

椎葉950478国土地理院 GEONET

131.1489

32.4566西米良

950479国土地理院 GEONET

131.1852

32.2459

川南

950480

国土地理院 GEONET

131.5159

32.1704

野尻

950481

国土地理院 GEONET

131.0786

31.9651

都城

950482

国土地理院 GEONET

131.0215

31.7403

北郷

950483

国土地理院 GEONET

131.3689

31.6766串間１950484

国土地理院 GEONET

131.2174

31.4694950485

国土地理院 GEONET

130.597832.0575950486

国土地理院 GEONET

130.7597

31.8555

長崎
国見

熊本
相良
大分
国見
本耶
馬渓

大分
三重

鹿児島
大口
牧園

514

鹿児島

950487

国土地理院 GEONET

129.7954

31.7687950488国土地理院 GEONET

130.2782

31.7174950489国土地理院 GEONET

130.8361

31.6174

指宿

950490

国土地理院 GEONET

130.6404

31.2352

佐多

950491

国土地理院 GEONET

130.7231

31.1062直方

960685

国土地理院 GEONET

130.7496

33.7455

行橋

960686

国土地理院 GEONET

131.0165

33.6974田川

960687

国土地理院 GEONET

130.8239

33.6405

田主丸

960688国土地理院 GEONET

130.7012

33.3272

山内

960689国土地理院 GEONET

129.9401

33.1960

吉井960690

国土地理院 GEONET

129.6900

33.2661宇久

960691

国土地理院 GEONET

129.1255

33.2558

若松

960692

国土地理院 GEONET

129.0264

32.8856

愛野

960693

国土地理院 GEONET

130.1664

32.7957

島原

960694

国土地理院 GEONET

130.3360

32.7930小浜960695

国土地理院 GEONET

130.2167

32.7123

深江

960696

国土地理院 GEONET

130.3523

32.7226

西有家

960697

国土地理院 GEONET

130.2907

32.6607

玉之浦

960698国土地理院 GEONET

128.6194

32.6343960699国土地理院 GEONET

131.0629

33.1220

鹿本

960700

国土地理院 GEONET

130.7486

33.0113

長陽

960701

国土地理院 GEONET

130.9962

32.8708

泉

960702

国土地理院 GEONET

130.7949

32.5767阿蘇

960703

国土地理院 GEONET

131.0934

32.9507

高森

960704

国土地理院 GEONET

131.1322

32.8450宇佐960705

国土地理院 GEONET

131.3566

33.5371日出

960706

国土地理院 GEONET

131.5884

33.3499玖珠

960707

国土地理院 GEONET

131.1211

33.2703大分

960709国土地理院 GEONET

131.5795

33.2284

前津江

960710

国土地理院 GEONET

130.9157

33.1906

北方

960711

国土地理院 GEONET

131.530732.5571960712

国土地理院 GEONET

131.3340

32.3844960713

国土地理院 GEONET

131.4860

32.0691

鹿島
串木野
鹿児島
福山

熊本
小国

宮崎
南郷
新富

515

えびの

960714

国土地理院 GEONET

130.8656

32.0477

960715

国土地理院 GEONET

131.3063

31.8421串間２960716

国土地理院 GEONET

131.3059

31.3991

東960717

国土地理院 GEONET

130.1797

32.1971

宮之城

960718国土地理院 GEONET

130.4397

31.9088

桜島

960719国土地理院 GEONET

130.6519

31.6241

960720

国土地理院 GEONET

130.7085

31.5918960721

国土地理院 GEONET

130.6374

31.5522垂水960722

国土地理院 GEONET

130.6994

31.4962

北波多

960770

国土地理院 GEONET

129.9549

33.3722

中原

960771

国土地理院 GEONET

130.4445

33.3465大村

960772

国土地理院 GEONET

129.9897

32.9456

大矢野

960773

国土地理院 GEONET

130.4305

32.5817苓北

960774

国土地理院 GEONET

130.0852

32.5245栖本

960775

国土地理院 GEONET

130.3236

32.4263960776

国土地理院 GEONET

130.4695

31.6751

960777

国土地理院 GEONET

130.1358

31.4159970831

国土地理院 GEONET

130.4650

33.0974970832

国土地理院 GEONET

129.7207

32.8396970833

国土地理院 GEONET

131.2068

33.1278970834

国土地理院 GEONET

130.3607

32.0984970835

国土地理院 GEONET

130.2390

31.9062樋脇

970836

国土地理院 GEONET

130.4080

31.7960

姶良

970837

国土地理院 GEONET

130.5996

31.8241021060

国土地理院 GEONET

130.7224

33.9297021061

国土地理院 GEONET

130.9711

33.8670福岡021062

国土地理院 GEONET

130.2969

33.6831桂川

021063

国土地理院 GEONET

130.6757

33.5798

築城

021064

国土地理院 GEONET

130.9954

33.5647

二丈

021065

国土地理院 GEONET

130.0793

33.5030

宮崎
田野

鹿児島
２
鹿児島
３

鹿児島
郡山
笠沙
福岡
高田
外海
大分
九重
出水
鹿児島
川内

北九州
１
北九州
２

516

多久

021066

国土地理院 GEONET

130.0972

33.2920

川棚

021067

国土地理院 GEONET

129.8630

33.0734長崎２021068国土地理院 GEONET

129.9590

32.7683

三加和

021069国土地理院 GEONET

130.6218

33.0601菊池

021070

国土地理院 GEONET

130.8727

32.9959

城南

021071

国土地理院 GEONET

130.7484

32.7092

五木021073

国土地理院 GEONET

130.8274

32.3961

新和

021074

国土地理院 GEONET

130.1799

32.3674

球磨

021075

国土地理院 GEONET

130.6565

32.3435

021076

国土地理院 GEONET

130.9864

32.2924021077

国土地理院 GEONET

131.5212

33.5143

院内

021078国土地理院 GEONET

131.2917

33.3838臼杵021079国土地理院 GEONET

131.7484

33.0962

米水津

021080

国土地理院 GEONET

132.0391

32.9364緒方

021081

国土地理院 GEONET

131.4415

32.8989

宇目021082

国土地理院 GEONET

131.6292

32.8522諸塚

021083

国土地理院 GEONET

131.3647

32.5279

東郷

021084

国土地理院 GEONET

131.5830

32.3162

西都

021085

国土地理院 GEONET

131.3475

32.1119綾

021086

国土地理院 GEONET

131.2545

32.0018

都城２021087

国土地理院 GEONET

130.9770

31.8778宮崎021088国土地理院 GEONET

131.4701

31.7860

隼人021089国土地理院 GEONET

130.7357

31.7438

大隅021090

国土地理院 GEONET

130.9983

31.5646

金峰

021091

国土地理院 GEONET

130.3401

31.4503喜入

021092

国土地理院 GEONET

130.5406

31.3772

大根占

021093

国土地理院 GEONET

130.8671

31.2428

直入Ａ

041137

国土地理院 GEONET

131.3840

33.0788

長崎Ａ

081168国土地理院 GEONET

129.7770

32.5817矢部Ａ

081169国土地理院 GEONET

130.9872

32.6752鹿屋

942004

国土地理院 GEONET

130.8786

31.4253

熊本
水上
豊後
高田

517