地震波に含まれる後続相の解析により得られた２００１（平成１３）年
箱根群発地震活動域の構造的な特徴について
村瀬

圭＊、棚田俊收＊The structural characteristics of the seismic zone of the 2001 Hakone earthquake swarm obtainedby the analysis for the later phases included in the seismic waves
by＊Kei MURASE and Toshikazu TANADA＊
Abstract
Between June, 2001 and October, 2001, an active earthquake swarm occurred in Hakone caldera, central Japan.
In this activity, a large amount of seismic wave data was obtained by the seismic network of Hot Springs ResearchInstitute of Kanagawa Prefecture. Some of these seismic waves had clear later phases which were identified as thereflected S-waves. Generally, a later phase is useful to estimate the crustal structure. In this study, we analysed theselater phases, in order to investigate the structural characteristics of the seismic zone in this earthquake swarm.
The characteristics found by this analysis are as follows;(1) Beneath the central cones, the reflecting points were distributed over the lower part of the seismic zone. It isconsidered that there were the reservoirs of water in this area.
(2) Beneath the northern coast of Lake Ashinoko, there was the distribution area of reflecting points in a deeper placethan the bottom of the seismic zone. It is thought that a influence of geological or thermal structure prevented
the earthquake occurrence.
１．はじめに造については、神藤ほか（１９９６）、棚田（１９９９ｂ）、小田ほ

２００１（平成１３）年６月中旬から１０月にかけて、箱根カか（２００２）による調査がある。しかし、これらの調査におルデラ内において、活発な群発地震活動が生じた（棚田

ける分解能は数㎞ で、十分な精度とはいえず、さらなるほか、２００２）。主な活動域は中央火口丘直下と芦ノ湖北岸

高分解能の調査が必要である。

直下の２つに分かれ、いずれも７㎞ より浅い領域である。

今回の群発地震活動については、温泉地学研究所の地

この群発地震活動における地震発生数は極めて多かった

震観測網により、多数の地震波形記録が得られた。一般が、すべての地震は微小または極微小地震で、最大地震に、観測点に到達した地震波形は、震源および伝搬経路（２００１年７月２１日，１１時４０分）の規模はＭＪＭＡ＝２．
８であっの物性に関する情報を含んでおり、それらの調査に利用た（ＭＪＭＡは気象庁により決定されたマグニチュード）。ますることができる。このとき、震源距離が長いと、経路た、これらの地震はすべてＰ波とＳ波が明瞭なＡ型火山上の情報を過度に重合して擾乱される。今回の場合、観性地震に属し、火山活動に特有なＢ型火山性地震、火山測点との震源距離が数㎞ と短く、このような擾乱の程度性微動、浅部低周波地震などは含まれていなかった。こは小さいと期待できる。これらのうち、いくつかの地震

れは、この群発地震活動を構成した各地震が、単純な断では、顕著な後続相が見られた。後続相は、震源から放層運動によるものであったことを意味する（宇津、１９８７）。

射された後、岩石物性の境界面で反射、屈折あるいは変また、この群発地震活動に関連して、箱根火山の山体が換され、初動より遅れて観測点に到達した地震波である。

膨張する地殻変動（代田ほか、２００２）、および蒸気井の暴このため、後続相の走時と波形は、地下の物性境界の性噴（辻内ほか、２００３）が生じ、火山活動と関係した可能性質や位置の情報を持ち、その解析は、地下構造調査におがある。

ける一般的な手法の一つである。後続相を用いて地下構これらの活動原因を解明するためには、地下構造を把造を調査した例としては、反射波により日光白根火山周握していることが必要である。箱根火山における地下構辺の地下構造を調査した松本、長谷川（１９９７）などがある。

＊
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
論文，神奈川県温泉地学研究所報告，第 35 巻，1 − 8，2003．

−１−

この研究では、２００１（平成１３）年箱根群発地震活動において観測された地震波形データに含まれる後続相を検出のみを対象とした。これらの観測点と震源の分布を、図１に示す。

し、その解析により群発地震活動域の構造的な特徴につ
３．解析方法いて調査した。

３．１．後続相の検出と同定
２．資料

後続相とは、地震波形中で、初動に続いてパケット波

この解析には、温泉地学研究所の地震観測点のうち、として現れる地震波である。ここで、パケット波とは、際群発地震活動域直上にある駒ヶ岳（以下、ＫＯＭ）、小塚山

立って大きい振幅を持つひとまとまりの波群を指す。後（ＫＺＹ）、湖尻（ＫＺＲ）、大涌谷（ＯＷＤ）の４観測点で得られ続相は、地震波速度が異なる岩石の境界に入射した地震た地震波形記録を用いた。これらの地震波形記録は、す波が、反射、屈折あるいは変換されることにより生じる。

べて地動速度記録であり、１２０Ｈｚサンプリングでデジタ

ここで変換とは、岩石の境界面において、入射した元のル収録されたものである。なお、解析において震源と観地震波から振動方向の異なる地震波が生成される現象で測点の位置情報が必要となるため、震源が決まった地震ある。すなわち、Ｐ波からＳ波、あるいはＳ波からＰ波

図２
図１

解析に使用した観測点および震源分布（２００１/０６−２００１/１２）。
２００１（平成１３）年箱根群発地震活動における主な活動
域は、中央火口丘直下（図中Ａ）および芦ノ湖北岸直下（図中Ｂ）。

Fig.1 Spatial distribution of the stations and the hypocentersused in this study (2001/6-2001/12).
The 2001 Hakone earthquake swarm had the twomain seismic zones. One of them was beneath thecentral cone (shown by "A"), and the other wasbeneath the northern coast of Lake Ashinoko ("B").

波形プロットの例。
ＯＷＤ直下の震源クラスターで生じた地震の波形を、ＯＷＤで得たもの。
Ｐ、ＳはそれぞれＰ波初動とＳ波初動の位置を示す。Ｓの後に丸で囲ったパケット波が続く。

Fig.2 The example of the waveform plots.
These waveforms were collected by the OWD station
for the earthquakes which occurred in the hypocenter
cluster beneath OWD. P and S show the first arrival
time of P-wave and S-wave, respectively. The
encircled packet waves follow the S-waves.

−２−が生じることであり、地震波が境界面に斜め方向から入Ｐ波として反射したＰｘＰ波、Ｐ波が震源から下向きに射したときに生じる。したがって、後続相の解析により、放射され、震源の下にある境界面でＳ波として反射した地下の境界面の存在を調べることができる。一般に、後ＰｘＳ波、Ｐ波が震源から上向きに放射され、震源の上続相は震源から直達するＰ波やＳ波より経路が長く、経にある境界面でＳ波に変換されたＰ−Ｓ変換波、Ｓ波路上で擾乱を受けやすい。また、別の地震による地震波が震源から下向きに放射され、震源の下にある境界面でや雑振動などの、後続相と似た波形の波が混入することＳ波として反射したＳｘＳ波、Ｓ波が震源から下向きにもある。したがって、後続相の解析をおこなうときには、放射され、震源の下にある境界面でＰ波として反射した第一に確実に後続相のみを検出し、第二にその発生原因ＳｘＰ波、Ｓ波が震源から上向きに放射され、震源の上（元となった波、境界面の位置など）を推定するという二にある境界面でＰ波に変換されたＳ−Ｐ変換波、さらに段階の作業が必要となる。

震源から上向きに放射され、地表面で反射し埋設式地震

まず、後続相の検出について、震源がほぼ同じ位置の地震を同一観測点で捉えた地震波形を、初動とタイムスケールを揃えてプロットすることにより、後続相を見分けやすくできる。これは、後続相の経路および走時がほぼ同一となるからである。図２は、ＯＷＤにおいて、その直下で起こった地震の波形を、初動とタイムスケールを揃えてプロットしたものである。このとき、複数の地震波中に現れた、走時、波形共に似た後続相を、同種の原因で生じた後続相とした。なお、今回検出された後続相は、すべてＳ波初動の後に到達したものである。
次に、後続相の生成原因について考える。今回の活動および観測の条件で生成し得る後続相としては、Ｐ波が震源から下向きに放射され、震源の下にある境界面で

図４

図３

地震波経路の模式図。
すべての例について、地震の進行方向は左から右。各
波線の番号は、本文中で説明したパターンを示す。

Fig.3 The models of the seismic rays.
In all cases, the directions to which the earthquake
waves travel are from left to right. The number
tagged on each ray shows the pattern which isexplained in the text.

パケット波と地動速度の軌跡の例 （軌跡の単位はμm/s）。
波形プロットは上下動、軌跡は水平動成分をそれぞれ示す。☆と矢印はそれぞれ、軌跡の起点と運動方向を示す。X1 と X2 がパケット波に相当し、Ｓ波と似た形態を持つ。

Fig. 4 The example of the packet waves and the orbits ofground motion velocity (orbit unit in μm/s).
The vertical component of seismic wave and thehorizontal orbits are plotted. ☆ and arrow show thestarting point and the movement direction of the orbit,respectively. X1 and X2 are the later phases, andthey are similar in the orbits to S-wave.

−３−

計に捉えられたＰ波またはＳ波、などが挙げられる（図３）。これらのうち、とはＳ波初動より前に観測されるべき波なので、今回は却下できる。また、は初動走時との差が地震計の埋設深度の関数となるため、容易に除去できる。その他については、周波数特性および地震計設置点の地動速度軌跡の解析によって推定できる。このうち、周波数特性については、使用した地震波形中の後続相の出現時間がサンプリング周波数に対して短か過ぎるため、今回は解析をおこなわなかった。図４に、後続相とその地動速度軌跡の例を示した。図４において、ＰとＳで示した波はそれぞれＰ波初動とＳ波初動、Ｘで示したものは今回扱う後続相である。これらの後続相は、Ｓ波初動と似た地動速度軌跡を持ち、Ｐ波的な波である
とは却下できる。またの場合、生じる波はＳＶ波（反射面に垂直な偏波）となり、Ｓ波初動と似た地動速度軌

図５跡とはならないため、却下できる。したがって、図４のFig. 5 The P-wave velocity structure model used in thisstudy.

Ｘは、に挙げたＳｘＳ波であると推定できる。

解析に使用したＰ波速度構造モデル。

以上の２つの処理により、後続相のうちＳ波初動と似た波形を持ち、ほぼ同じ走時で到達したものを、ＳｘＳ波程度となる。震源位置の精度は、棚田（１９９９ａ）によれば、として扱った。今回見られたＳｘＳは、後続相の中でも比箱根カルデラ内において、南北・東西・上下方向共に、較的振幅が大きく、取り扱いが容易であるという利点を１㎞ 以内とされる。さらに、一般に反射波の経路は、震持つ。

源決定に用いる直達波より数十％長いため、この効果も考慮する必要がある。これらの要素から、反射点の位置

３．２．地震波反射点の位置の推定決定誤差は、最大で２㎞ 程度と見積もられる。

地震波反射点の位置の推定は、反射波の走時および地下の速度構造を用いておこなった。反射波の走時は、波４．解析結果形記録から読み取った。速度構造モデルは、当所の震源この解析で、４５１個の反射点位置が決定された。反射点決定に用いられたものと同じ、丹沢水平成層構造（平賀、および震源の分布を、図６に示す。決定された反射点の１９８７）を用いた（図５）。

位置は、震源と観測点の位置関係により、中央火口丘直この解析では、ＳｘＳ波を生成した反射点は、観測点と下と芦ノ湖北岸直下、およびそれらの間に限られ、中央震央を両端とする線分の真下に存在すると仮定した。こ

火口丘の東側、北側、南側には決めることができなかっ

れは、反射体表面が曲面ならば、その最も地表に近い部た。また、
ＯＷＤ西側とＫＺＲ南側に決められた反射点は、分の接触平面は水平面となり、そこで真上に反射した波クラスター状分布となっているが、これらは観測点と震がＳｘＳ波の先頭として捉えられるためである。地震波が源の位置関係のため、特定の地震波経路上にある反射点速度境界を透過するときは、スネルの法則に従い屈折すしか決めることができず、見かけ上現れたものである。

るとした。また、反射点の位置は、震源と観測点の組み反射点の分布は、中央火口丘直下のものと、その西側合わせにより異なるとして、個々に位置を推定した。のものとで、異なる特徴を持つ。まず、中央火口丘直下推定された反射点の位置は、数学的に、震源と観測点では、震源分布域の下部とほぼ一致する。さらに、震源の位置の誤差、およびＳｘＳ波の走時の読み取り誤差、速分布域の下限と反射点分布域の下限も、概ね一致する。

度構造の精度により生じる誤差を含む。このうち、観測これらを明瞭にするため、図７に、中央火口丘直下のみ

点位置については、地表の固定点であり直接計測されるの反射点および震源の分布を示した。中央火口丘直下のため、その誤差は事実上無視できる。また、速度構造の中でも、その北部に当たるＯＷＤ−ＫＺＹ間の直下の領域

精度は、震源位置の誤差に現れているため、これを参考において、特に多数の反射点がある。また、反射点分布にする。読み取り誤差は、ＳｘＳ波の立ち上がりが不鮮明には全体に密集度差があり、特に密集度の高いところはなため、０．
１秒程度と仮定する。このとき、誤差は０．
６㎞クラスターを形成している。個々の反射点クラスターの−４−大きさは、直径１㎞ 程度である。反射点と同様に、震次に、中央火口丘の西側では、震源分布域は深さ０〜源分布にもクラスター構造が見える。反射点と震源のク４㎞ に対し、反射点分布域は２〜５㎞ である。震源の分ラスターは、ほぼ重なって分布する傾向がある。また、布には強いクラスター性があり、ほとんどの地震が芦ノＯＷＤ直下では、震源、反射点共に下限の深さは３㎞ 程湖北岸直下の深さ１〜２㎞ に集中している。この震源の度と、他より顕著に浅くなっている。

集中域と反射点の分布域とは重なっていない。反射点の

図６ 震源と反射点の空間分布 ( 灰色の部分については、図７を参照のこと )。
Fig. 6 Spatial distribution map of the hypocenters and the reflecting points(About a gray part, see Fig.7).

−５−深さ分布の傾向として、中央火口丘に近付くほど、分布射する場合、反射面を挟んだ反対側に、水や溶融体など上限が浅くなる。また、ＯＷＤのすぐ西側の反射点の分布の流体を多く含んだ物体が存在する構造を持つことが多下限は深さ４㎞ を越え、ＯＷＤ直下の浅い反射点分布下限

い。これは、Ｓ波が流体内部を伝搬できない性質を持ち、の領域の西側境界となっているように見える。

固体から流体への境界で自由端反射するためである。この性質のため、Ｓ波反射波は、火山直下や下部地殻の溶融体分布を調査する手段として利用されることが多い（例えば、松本、長谷川、１９９７）。以上の性質をふまえて、この解析で得られた反射点の分布領域の構造的な特徴について考察する。
また、今回得られた反射点は、震源分布形状に対応して、中央火口丘直下および芦ノ湖北岸直下に分布している。しかし、それぞれの領域で、反射点分布域と震源分布域の位置関係が異なる。すなわち、中央火口丘直下の反射点分布域は震源分布域の下部と重なり、芦ノ湖北岸直下の反射点分布域は震源分布域の下方に離れている。
両領域の間では、このため、両領域における物理条件が異なっている可能性がある。したがって、両領域について個別に考察を進める。
５．１．中央火口丘直下の反射点および震源分布について
この解析で得られた反射点の大半は、震源分布域下部に分布している。反射点は、震源分布域の上部ではまったく見られないが、反射波とＳ波初動の時間差が極めて短いことによる両者の分離の困難さが影響した可能性がある。したがって、震源分布域上部に反射点、つまり反射波を生じる構造が存在しないとはいえない。また、反図７

中央火口丘直下 ( 図６の灰色部 ) における震源と反射点の南北断面。

Fig.7 The N-S cross section of the hypocenters and thereflecting points beneath the central cones (the grayarea in Fig.6).

射点および震源の分布下限は、ＫＯＭの直下では６㎞ 前後あるのに対して、ＯＷＤの直下で３㎞ 前後と浅い。これらの特徴は、反射点と震源の位置精度を考慮しても有意といえる。
震源と反射点の分布域が重なることから、地震の発生と反射波の生成との間に物理的な関係があると考えられる。まず、この領域は、Ｓ波を反射する物理条件を満た５．考察す構造を持つ。このため、この領域には、流体が多く含地震波が反射される現象は、音響インピーダンスの異まれると考えられる。ここで、今回扱っている領域では、なる岩石同士の境界面に、地震波が入射した場合に生じ内部で地震が発生するため、脆性破壊できる必要がある。

る。ここで、音響インピーダンスとは、岩石の密度とそ

一般に、岩石の脆性破壊は、溶融体が存在する程度の高の岩石中での地震波速度の積である。一般に、岩石の密温下では起こらないため、この領域では溶融体は存在し度と地震波速度には正の相関があり、音響インピーダン得ない。また、この震源分布域については、地震波の波スの違いは、これらのいずれか一方の違いと見なすこと

形周波数解析により個々の地震の断層パラメータが得らができる。そして、これらは岩石の種類や、間隙率、相れており、地震発生における水の関与が指摘されているなどの状態により変化する。したがって、反射点は、こ（村瀬、棚田、
２００２ａ；村瀬、棚田、
２００２ｂ）。したがって、のような物性の異なる岩石同士の境界に沿って分布する

この領域に含まれる流体は、水であると考えられる。と期待できる。特に、今回の解析で扱ったＳ波を強く反−６−以上より、中央火口丘直下の反射点分布域は、水の貯留体で構成されると考えられる。また、この貯留体は、反ている。震源分布域の深さの幅が１㎞ の場合、Ｓ波速度射点および震源がクラスター構造をとることから、これが３㎞/ｓと仮定して、震源分布域内で反射した地震波が後らに対応して複数の領域に分かれて分布していると考え続波として到達するのは、最大でもＳ波初動の０．
６７秒後られる。図８に、この領域について推測される構造の模であり、大半の反射波ではさらに時間差が短いといえる。

式図を示す。なお、震源と反射点の分布域の下側についこのため、震源分布域内部で発生したすべての反射波はては、地震が起こらず音響インピーダンスのばらつきがＳ波群と識別しにくく、震源分布域内部の反射点は見落

小さい物理条件にあると考えられるが、そこから放射さとす可能性が高い。これに対して、中央火口丘に近い部れた、あるいはそこを通った地震波が観測されなかった

分では、中央火口丘直下のごく浅い地震を用いて反射点ため、具体的な物性は不明である。

を推定できるため、Ｓ波初動と後続波の時間差が十分に長く、浅い反射点まで容易に検出できたといえる。これらのことから、芦ノ湖北岸直下における震源分布域の中に反射点が分布しないと断定することはできない。
今回見出された芦ノ湖北岸直下の反射点分布域については、その周囲でほとんど地震が発生していない。地震の発生を妨げるには、（１）地震を生じにくい構造である、（２）差応力が小さい、（３）岩石の破壊様式が延性的となる物理条件がある、のうちいずれかの条件があればよい。
このうち、（１）については、地質学的な違いが挙げられる。
（２）については、箱根火山周辺域において、より深い領域まで広域応力場による地震が起こるため、却下できる。
（３）については、温度と地震発生との関係がよく知られており、２００〜４００℃ で延性破壊に転移し地震が生じなくなることが見出されている（例えば、田中、伊藤、２００２）。
したがって、この反射点分布域は、地震を生じない程度

図８

中央火口丘直下 ( 図６の灰色部 ) の構造の模式図。
水の貯留体がいくつか存在する。それらは、群発地震の震源クラスターに対応した。また、その外周で反射波が生じた。

Fig. 8 The structure model beneath the central cones (thegray area in Fig.6).
There are several H2O reserving areas. This areas
corresponded to the hypocenter clusters in the swarm
earthquakes, and their outside edges generated thereflected wave.に高温である可能性がある。しかし、具体的な温度は、今回の解析では特定できない。また、反射点分布域に流体が存在するとした場合、その種類を特定することはできない。
６．おわりに
地震波中の後続相を解析することにより、２００１（平成１３）年箱根群発地震活動の特徴の解明を試み、以下の結果を得た；
中央火口丘直下において、反射点分布域は、震源分布５．２．芦ノ湖北岸直下の震源および反射点分布につい域の下部に概ね一致していることが見られた。この領て域は、水の貯留体により構成されると考えられる。

この領域の反射波分布域と震源分布域は、明瞭に上下芦ノ湖北岸直下について、反射点分布域は震源分布域に分離しており、中央火口丘直下の構造とは異なるように比して深い位置まで決定された。この領域は、地質に見える。すなわち、反射点分布域は震源の分布域より学的に地震を起こしにくい性質、あるいは地震を生じも深い場所まで続き、その上限は芦ノ湖北岸直下の震源ない程度の高温を持つ可能性があるが、詳細な環境は分布域の下面に達しない。また、中央火口丘に近付くほ不明である。

ど分布上限が浅くなる。ここで、反射点が震源分布域内
本研究は、平成１３、１４年度温泉地学研究所経常研究に存在しない理由は、中央火口丘直下の上部域と同様に、Ｓ波と反射波の区別が困難なことによるといえる。特にによってなされたものです。

芦ノ湖北岸直下では、震源は深さ１㎞ から２㎞ に集中し

−７−

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