国立防災科学技術センター研究速報第58号

1984年3月

550．34（521．2■6）

関東・東海地域の三次元P波速度構造
石田瑞穂共・長谷見晶子糾
国立防災科学技術センター

TheThree−Dimensiona1P−waveintheKanto−TokaiVelocity

Structure

District，JapanBy

Mizuho1ル州

lshida‡andAkiko

Hasemi榊・舳1他∫θ・κ乃Cθηf〃F・γ必α∫伽1〕榊θ〃1・・，力μ・灼舳幽α伽σ〃〃κ伽，ノα加〃

Abstract
We examined the three−dimensiona1P−wave velocity structure in theKanto−Tokai district，central Japan，by apPlying the inversion method
for local earthquake data． Velocity structure between O and145km indepthwasmodeled

bysixlayers，

gitude）×6（1atitude）blocks，the・・1・・ity・㎝・・pP・…i…
（O−20km）and45km）．
and

A

to

low

theeastvelocitytothenorthwest

ofbetweenthedistribution

Eachsize

layer

of

was

which

dividedinto10（lon−is28×26km2，A

high

d…㎜dth・1・・P・・i…1・i・th・fi・・tl・y。・
of

thezoneIzu

appears

theIzuofthePeninsula

inin

Bay

Peninsula

Tokyo
in

earthquakethetheinsecond

hypocenterssecondlayer（20−thefirst

layer．

layer

Correlation

andthestructure exists in the eastern region，but such a correIationin the westem region of the Kanto−Tokai district．

isvelocity
notfound1．はじめに関東地域の三次元P波速度構造は，HorieandAki（1982）により，既に求められている。彼等の用いたデークは，1976年から1978年の3年間に，関東地域で起きた地震50個について，地震研究所・気象庁・国立防災科学技術センター（防災センター）の地震観測点合計27点でのP波初動読み取り値である．その後，防災センターでは，「関東・東海地域における地殼活動に関する研究」と題する6カ年計画のもとに，関東・東海地域において，微小地震観測網の強化を図った．その結果，この地域での微小地震に関するデータは，質・量共に飛躍的発展を遂げた．今回，我々は，それ等のデータを用いて，関東地域のみでなく東海地域

舟第2研究部

舟X山形大学理学部地球科学科

一1一

国立防災科学技術センター研究速報

第58号

1984年3月をも含む広範囲の三次元P波速度構造を求めたので報告する．

2．方法

ここでは，関東地域でHorieandAki（1982）が行ったと同様，AkiandLee（1976）の方法を用いて走時のインヴァージョンにより，P波速度構造を求めた．まず，関東・東海地域を，10（東西方向）×6（南北方向）×6（深さ方向）のブロックに分け，初期値としての速度構造を仮定する．次に，第一次近似としての震源要素（位置と震源時）を与え，走時残差を計算する．この走時残差の二乗平均が最小となるように，仮定した速度構造及び第一次近似震源要素からのずれの量を求める．この際，波の経路は，震源から観測点まで正確に波線追跡するのではなく，ここでは計算時間短縮のため，構造を第1層と第2層以下の水平二層構造で近似し，走時計算をした．こうして求めた走時は，ブロックモデルで正確に波線追跡して求めた走時と殆んど違わない事が，HorieandAki（1982）によって，既に確かめられている．

3．資料

初期値としての速度構造は，堀江・渋谷（1979）が，関東地域で求めた層構造を基に，6層で近似した．その値は，表1に示されている．ての各々の層を構成しているブロック

Layer

Thickness（km）（km■s）

1
23456202525252525

6．30
7．86
7．86
8，00
8．00
8．10

Pvelocity

表1Table

最初に仮定したP波速度構造
lInitia1ve1ocitymodelの大きさは，28km（東西）×26km（南北）とした．観測点としては、1981年までに稼動し，テレメータで防災センターヘデータが送られている35点を選んだ．地震のデータとしては，1978年から1983年の期間に，関東・東海地域で起きた深さ28kmから134kmまでのもので，15点以上で観測されている56個を用いた．ブロック及び観測点の位置と，地震の震央は，図1・図2にそれぞれ示す．

計算の際用いたダンピングファクターの大きさは，HorieandAki（1982）が関東地域で用いた値と同じ値である．それ等は，速度・震源位置（東西・南北・深さ）・震源時について，それぞれσ。／σ■、パ＝10sec，α／σ∠、＝σ。／のy＝0．06sec／km，α／吻。＝O．6sec／km，σ。／のt＝0．6sec／secである．ここで，σ．∠ヅv，σ∠、，のy。σ∠。，σ1tは解パラメー

一2一関東・東海地域の三次元P波速度構造一石田・長谷見

37oN

36oN

●

●

●

●

●

●

●●

35oN

①●コ﹂＝1◎仁o

●

●

●

●●

訓en1nSurO−2︐一1︺ε80ま●71

一28−11、

137oE

、＾F
138oE

，＾1■・

図11410E

14◎0E

I，＾●F139．E

I，●■一＾＾1一●解析に用いた地震観測点とブロックの位置．

Fig．1

Distribution of observation stations and the block
configuration used for the inversion analysis．

一979

08−3〜

198303Np■ot06＝5637．o＾0＾τ＾1□11．001，o●132一一112．62

19●コO，06】

211．00□一1コ6．「0E・0．

一29．9三＝1．OO■｛9，9．o・1．，一口

1．00

｛E一■

9．9

0−1τ［川τ固1＾曳・3色．o｝

φわo。．、メ11一ら

35．〇一■

へ．
・■．

…

貧00τ

■E5，口．．・

，

＾5τ＾o

I●

一0I●
0−I一毛、．

。 o岨Malni｛u此i、一＾・．水一I

凹く2．Oo2．Oo〕．o

く↓．o

O↓．O

く5．O

凹（3．OQ。
DGP｛h020．
（〕．oH

閉・0E

1．o＝占。紹。

3一．5

0X，lO．O 一●
0一一10．O 一●
0一，20．O 一■

口8，OE

139．OE

ユo．0E

1l㎞〕

Zく45．

45．

Z（Zく95．

△9ヨ．

Zく120．

×120．

Zく1↓5．

．0E

図2 解析に用いた地震の震央分布．
Fig．2 Distribution of earthquakes used for the analysis．

一3一70．

口70．

国立防災科学技術センター研究速報

第58号

1984年3月

夕の標準偏差，σ。は走時残差の標準偏差である．走時残差の標準偏差は，インヴァージョン

前は1．02secであったが後では0．44secになった．

4．結果

上記のようにし求められた速度偏差分布（％）を，図3（1）〜（6）に示す．負（正）の値は，速度の速い（遅い）事を示す．ブロックの位置による解の偏りを避けるために，東西・南北方向に半ブロック移動した位置での計算結果も，合わせて図3に示してある．又，点線は，求められた結果が信頼できる範囲（リゾルーション行列の対角成分がO．5より大きい）を示す．

図中のH・Lは，夫々速度の速い・遅い領域を示す．

第1層（深さ0〜20km）
伊豆半島とその北側の地域で速度は速く，東京湾及び赤石山地（138．E）付近では遅い。

関東・東海地域では，速度構造あるいは速度変化を調べるために，度々爆破実験か行われている．それ等の観測結果によると，伊豆半島から東に向う測線に沿っては，2．5，4．5，5．6km
πoLAYER㎜

1〔◎・2◎KM，0．4

8．

2

へ72…9・！1ρ・・

9

劣…ぺκ．42・、ψ二18230冊E
図3．1

何8・E

■1．E

深さ別速度偏差分布（％）．負（正）の値は，速度の速い（遅い）事を示

す．点線は，求められた数値が信頼できる範囲を示す．

（1）第1層（0〜20km）
Fig．3

Fractional velocity perturbations（in％） for six layers．
The positive（negative）va1ue indicates the high（low）

velocity，HandLrepresenthighandlowve1ocity

regions．respectively． Dotted lines indicate the weU
resolved region where the diagonal elements of therosolutionn1atrix

are

0．50r

la「9e「．

一4一関東・東海地域の三次元P波速度構造一石田・長谷見

37N

LAYER220−45KM）

36・N

35oN

137E

138？E140・E

139．E

図3．2

14I．E

（2）第2層（20〜45km）

3ブN

LAYER3｛45−70KM，

O．2．刈−O．4

36．N
1．4。

1l．2

2．0．2

一然

0．1

3
10．6

4．6

35oN
iO．6

137．E

139・E

138・E

図3．3

140．E

（3）第3層（45〜70km）

一5一141・E

国立防災科学技術センター研究速報

1984年3月第58号

37・N

LAYER

4｛70−95KM〕

ニニニ遭落1刈36・N．鶯蝦I
35刊

137・E

図3．4141．E

140・E

139．1≡

138・E（4）第4層（70〜95km）

37・

LAYER5｛95−12◎KM，010

36・N
一0．4・0．2

一0．2

I0．I

0．5

−0．5

−0．4

−0．3

［・0．2N−0．2㌻1：黒一015

5

刈一0．6
0．l

・0．4

0．4・0．l

Q

137．E

138．E

図3．5139．E

140・1≡（5）第5層（95〜120km）

一6一141ε関東・東海地域の三次元P波速度構造一石田・長谷見

37・N

LAYER6｛120−145KM，

O．336・N

判

0．30．20．1

0．◎
0．0！O・2r・0
一・・1α・〜
＿O

−O．1

35．N

1371≡

138・E

図3．6

I39・E

140・E

14・・E

（6）第6層（120〜145km）／sec，西に向う測線に沿っては，5．3km／secというような低速の地殼上部層が，夫々，東と西に向って深くなっていく事が解る（浅野他，1977；Ikami，I978）．今回の結果も，伊豆半島の両側で半島から遠ざかるにつれて，次第に速度が遅くなっていく事を示していて，爆破実験から得られている結果と調和的である．

第2層（深さ20〜45km）
139．Eあたりで西側の低速度領域と東側の高速度領域に二分される．速度偏差は大きく，最も速い所と遅い所では工2％前後の差が現われている．爆破地震動研究グループ（1980）の報告によると，5．6あるいは6．0km／secの速度をもつ上部地殼の深さは，関東・東海地域の東側では浅く（約10km），西側では深い（約25km）．今回の結果はこの事をよく表わしていると思われる．

第3層（深さ45〜70km）
西側及び南東側に速度の遅い領域があり，中央の部分に速い領域が拡がっている．全体として，速度偏差は第2層に較べ小さい．

第4層（深さ70〜95km）
速度のやや遅い領域が中央の大部分に拡がっており，南と北の一部に，やや速い領域が見えている．

第5と6層（深さ95〜120km，120〜145km）
深くなると共に，速度偏差は減少し，信頼できる領域も狭くなるので，求められた数値に一7一

国立防災科学技術センター研究速報

70㎞

第58号

1984年3月｛1，EW｛2，28kmほ，I・1ig−V

図4

LOUV

速度分布の東西断面及び各断面から±15km以内の震源分布（黒丸）．（1）〜（3）は，図1のブロック右の番号に対応する．
Fig．4

Fractional velocity perturbation on thevertical crOss sectiOns parallel to thelatitude．Each number refers to the numberof the plane section of Figure1．Circles
indicate the hypocenters which occurred
during the period from Jan．1980to Dec．
1981within 15km of the respective sections．

ついての議論は，この論文では行わない．

5．考察

図4に，速度分布の東西断面とその断面から±15km以内に起きた地震の震源分布を示す．
各々の断面の位置は，対応する番号で，図1に示されている．陰影の濃い（薄い）ブロックは，負（正）の値を持つ速度の速い（遅い）領域を示す．黒丸は震源の位置を示す．

伊豆半島及びその北方から東下方へ傾斜している震源分布は，高速度領域と良い一致を示

一8一

関東・東海地域の三次元P波速度構造一石田・長谷見

37・N

LAYER

l〔O−20KM〕
Short−wove161，9−h
露・・・・・・・・・・…

Anomoly

午簑、1ぼ蔓．．轟漁二、36・N

鮒咳繁二・≡ヤξ嵩妄・1、綴三1．ヨ、21）一■・9
馴 ・・τ、
l19

35・N

10．

曲、．o．6

L！

138・E

137．E

139・E

140．E

141・E

第一層目の速度分布と短波長ブーゲ異常（萩原（1980）による）．
陰影を施した部分は正のブーゲ異常を示す．

図5

Fig．5

Short−wavelength Bouguer anomaly on the velocity
perturbation map．Shadowed areas indicate positiveanomalies（after Hagiwヨra，1980）．

37．N

LAYER

l〔O−20KM）

堕．

・i州・1・・il・

Vo1cor1ic、、べFronf

戸夕≡％一・4

36・N」

・4∴

4・7

35・N

…・

2，9■I・93・φ・．1。．・、一・・li、Lurdson：

P1

P向柵ρ向neSeoPωee

157．E

138・E

図6

〃

一〜0舳Am・・ ・On
Plofe

139E

140■E

141．E

第1層目の速度分布と中村（工983）・小林（1983）等によるプレー
ト境界．太い実線が，プレート境界を示す．陰影を施した部分は，速度の速い領域を示す．

Fig．6

Re lation between veloc ity perturbat ions and tectonicfeatures．Thi ck solid lines indicate plate boundar ies．

Shadowedsha

dows

indi

ca

areastehindicate
i

gher

ve

highloc

一9一itvelocityzones．Darkyt］ihanght

ones。

国立防災科学技術センター研究速報

第58号

工984年3月

すが，西側ではそのような一致は見られない．これは，解析に用いた地震の分布状況（図2）から解るように，伊豆半島から東下方へ向う地震帯に沿う波線の方が，西下方へ向う波線よりデータが圧倒的に多く，分解能が上がったためと考えられる。

図5・図6に，速度偏差分布と他の観測量との比較を示す．図中，太い実線は，最近中村（1983）や小林（1983）等によって提案された仮説に基づくプレート境界である．

図5は萩原（1980）によって求められた重カの短波長ブーゲ異常（波長160kmより短いブーゲ異常）を，図3（1）に重ねたものである．陰影を施した部分は正の異常，その他は負の異常である．伊豆半島から北へかけての正の短波長ブーゲ異常帯は，速度の速い領域とほぼ一致している．

図6の陰影を施した部分は，速い速度の領域を示す．この図を見ると，北アメリカプレー
トとユーラシアプレートの境界は，35．8．N以内では，速度の速い領域と遅い領域の境界と一致しているようである．

第1層の，東京湾を中心とする低速度領域は，おそらく多田（1982）・山水（1983）等の言っている厚い堆積層の影響を，強く受けた結果だと思われる．

図5・6だけでは，速度構造とテクトニクスとの相関は明瞭とは言い難いが，もっと広範囲に渡って深部構造まで詳しく調べる事ができるなら，両者の関係を議論できる．そのような議論は，この地域のテクトニクスを理解するためばかりでなく，中村（1983）等の提案している仮説の検証にも役立つと思われる．

ここで用いたデータは，1981年までに稼動していた観測点からのものであるが，その後地震観測網は一段と強化され，質の良いデータが広範囲で得られるようになった，それ等のデータを加えれば，今回調べたより，更に広範囲で，速度の微細構造を求められるものと期待される．

6．結果

関東・東海地域を28km×26km×25kmのブロックに分け，走時のインヴァージョンから三次元P波速度構造を求めた．
その結果は次のようである．

1）第1層（0〜20km）
速度の速い領域は伊豆半島から北にかけての地域に分布し，速度の遅い領域は東京湾を中心とする地域と，伊豆半島の西側一帯に分布する．

2）第2層（20〜45km）
全体として，139叩の東側では速度は速く，西側では遅い、最も速い地域と遅い地域の速度偏差は，約12％である．

一10一

関東・東海地域の三次元P波速度構造一石田・長谷見

3）第3層（45〜70km）
中央の部分に速度の速い領域が拡がっている．全体的に速度偏差は第2層と較べると小さくなっている．

第4層以深（70km以深）は，解の収東も悪く，詳しい議論はできない．
伊豆半島の東側では，東下方へ傾斜する速度の速い領域と，地震の起こっている地域との一致が認められる．

謝

辞

本研究に対し，多くの有益な助言を頂き，原稿を読んで頂いた国立防災科学技術センター
大竹政和地震活動研究室室長に感謝致します．

参1）Aki，K．，andanomalies

考

文

W．H．K．Lee（1976）：Determ

underearthquakes，1．A

aseismicarrayhomogeneous

using

initial献inationof

firstarrivalP

three−dimensionaltimesfromvelocitylocal

mode1，J．Geophys．Res．，81．4381−4399．

2）浅野周三・一一ノ瀬洋一郎・長谷川功・飯塚進・鈴木宏芳（1979）：爆破地震動観測資料による南関東の地殼構造，地震2，32，4ユー56．
3）爆破地震動研究グループ（ユ980）：日本海大爆破による日本列島下の地殼構造，爆破地震動研究グルー

プ会報，31号，23−38．
4）萩原幸男（1980）：棄北日本の活断層と短波長ブーゲ異常，測地学会誌，26，132一ユ33．
5）

Horie，A．，and

Kanto

K．Aki（1982）：Three

dimensionaI

velocity

structurebeneaththedistrict，Japan，∫p乃ハ．Eα7肋，30，255−281．

6）堀江晶子・渋谷和雄（1979）：関東地方の深さユ50kmまでのP波速度構造一インヴァース法による速度構造，震源要素，観測点補正の同時決定一，地震2，32，125−140．
7）

Ikami，A．，（1978）：Cmstal

derivedfrom

explosionstructure

seismicin

theShizuoka

district，Centra！Japanasobservations．∫P妙3．Eα7〃，26，299−331．

8）小林洋二（1983）：プレート｝沈み込みの始まり，月刊地球，5，510−514．

9）中村一明（1983）：日本海東縁変動帯と新生海溝？，地震学会講演予稿集，No．2，69．
ユO）多田尭（1982）：関東平野の基盤構造と重カ異常（1）一基盤深度図一，地震2，35，607−6ユ7．

11）山水史生（ユ983）：首都圏下のやや深い地盤構造，地震学会講演予稿集，No．1，ユ93．

（1984年2月2日

一工1一

原稿受理）