３．１．４

活断層集中域及び火山等ひずみ速度の速い地域における地震発生メカニズム

の解明
目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・107(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ６か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成１９年度
2) 平成２０年度
3) 平成２１年度
4) 平成２２年度
5) 平成２３年度
6) 平成２４年度(e) 平成２３年度業務目的(2)

平成２３年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・109(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果
1) 琵琶湖西岸活断層集中域の稠密地震観測による不均質構造の推定
2) 桜島・姶良カルデラ周辺における不均質構造と圧力源
3) 阿蘇カルデラの不均質構造と圧力源(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 成果の論文発表・口頭発表等(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定(3)

平成２４年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・115

106

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

活断層集中域及び火山等ひずみ速度の速い地域における地震発生メカニズ

ムの解明(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

メールアドレス

国立大学法人京都大学
防災研究所

教授

飯尾 能久

iio@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

教授

西上 欽也

nishigami@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

准教授

片尾 浩

katao@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

准教授

澁谷 拓郎

shibutan@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

准教授

大見 士朗

ohmi@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

准教授

竹内 文朗

takeuchi@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

助教

加納 靖之

kano@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

中尾 節郎

nakao@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

藤田 安良

fujita@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

三浦 勉

tsumiura@t01.mbox.media.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

米田 格

yoneda.itaru@ks7.ecs.kyoto-u.ac.jp

同非常勤職員 平野 憲雄

hirano@adm99.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

准教授

井口 正人

iguchi@svo.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

助教

山本 圭吾

yamamoto@svo.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

助教

為栗 健

tamekuri@svo.dpri.kyoto-u.ac.jp

同非常勤職員 福井 美佳

fukui@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

研究員

相澤 広記

aizawa@svo.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

近藤 和男

kondo@rcep.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

冨阪 和秀

tomisaka@adm99.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

山崎 友也

yamazaki@adm99.dpri.kyoto-u.ac.jp

同教授

大志万 直人 osman@eqh.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

髙山 鐵朗

takayama@svo.dpri.kyoto-u.ac.jp

同非常勤職員 市川 信夫

ichikawa@sds.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

園田 忠臣

tsonoda@svo.dpri.kyoto-u.ac.jp

同

教授

鍵山 恒臣

kagiyama@aso.vgs.kyoto-u.ac.jp

同

准教授

大倉 敬宏

bonkura@aso.vgs.kyoto-u.ac.jp

同

助教

宇津木 充

utsugi@aso.vgs.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

吉川 慎

shin@aso.vgs.kyoto-u.ac.jp

同

技術職員

井上 寛之

hiroyuki@aso.vgs.kyoto-u.ac.jp(c) 業務の目的
ひずみ集中帯では地殻や上部マントル中の顕著な不均質構造や流体の蓄積に起因してひ107

ずみ集中が発生し、地震活動を引き起こすと考えられるため、活断層集中域や火山等のひず
み速度の速い地域における地殻活動の調査観測研究は、ひずみ集中帯の機構解明にとって非常に重要である。そのため、日本列島で最も活断層が集中している地域の一つである琵琶湖西岸の活断層集中域及び火山の中でも特にひずみ速度の大きな桜島・姶良カルデラにおいて稠密地震観測、地震・地盤変動の高品位観測を行い、ひずみ蓄積に影響を及ぼす不均質構造を検出し、ひずみ蓄積と地震発生メカニズムとの関連を明らかにする。
(d) ６か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成１９年度：琵琶湖西岸の活断層集中域や桜島火山等のひずみ速度の速い地域における稠密地震観測、地震・地盤変動の高品位観測を行うための活断層集中域稠密地震観測装
置及び活火山地域高品位データ観測装置を整備するとともに、不均質構造やマグマ蓄積に起因するひずみ集中帯の機構解明のための観測点配置等の検討を行った。
2) 平成２０年度：地殻や上部マントルの不均質構造を捉えるため、琵琶湖西岸活断層集中
域に稠密地震観測点を設置し、定期的にデータの回収と電池の交換を行った。桜島・姶良
カルデラ周辺の既設の観測坑道を利用して機動的に観測機器を設置しモニタリングを開始した。
3) 平成２１年度：稠密地震観測を継続するとともに観測データを解析し、高精度の震源分
布と地震メカニズム解等を求め、これらの精細な空間変化等から活断層の深部構造を推定した。桜島・姶良カルデラ周辺においても震源分布とメカニズム解を求め、マグマ蓄積と周辺応力場との関係を考察した。阿蘇火山周辺の地殻や上部マントルの不均質構造を捉えるため、またマグマ 蓄積と周辺応力場との関係を明らかにするため阿蘇カルデラ内外にも地震観測点と GPS 観測点を設置した。
4) 平成２２年度：琵琶湖西岸活断層集中域の稠密地震観測を継続し、観測データを解析して、高精度の震源分布と地震メカニズム解等を求め、これらの精細な空間変化等による活断層の深部構造を推定するとともに、精細なレシーバー関数解析を行い、琵琶湖西岸の活断層集中域での不均質構造の推定を試みた。桜島・姶良カルデラ周辺においても、マグマ蓄積による不均質構造を推定するとともに、GPS 観測により精密なひずみ速度を求め、その関係を考察した。阿蘇火山周辺の地殻や上部マントルの不均質構造を捉えるため、またマグマ蓄積と周辺応力場との関係を明らかにするため、阿蘇カルデラ内外において機動的
地震観測及び GPS 観測を実施した。
5) 平成２３年度：琵琶湖西岸活断層集中域の稠密地震観測を継続し、高精度の震源分布と地震メカニズム解の詳細な解析により活断層の深部構造を推定するとともに、詳細なレシーバー関数解析及び自然地震を用いた反射法解析により、琵琶湖西岸の活断層集中域での不均質構造の推定を試みる。桜島・姶良カルデラ周辺においても、マグマ蓄積による長波長の不均質構造を推定するとともに、GPS 観測により精密なひずみ速度を求め、その関係を考察する。精細な地震波トモグラフィーを行い、活断層集中域での不均質構造の推定を試みる。阿蘇火山周辺の地殻や上部マントルの不均質構造を捉えるため、阿蘇カルデラ内
外における機動的地震観測を継続する。そして、得られた地震波形データに対し、精細なレシーバー関数解析を行い、阿蘇カルデラ内外での不均質構造の推定を行う。また、マグ
マ蓄積と周辺応力場との関係を明らかにするための GPS 観測を継続し、不均質構造が応力108

分布に与える影響を考察する。
6) 平成２４年度：得られたデータを総合して、琵琶湖西岸の活断層集中域及び桜島・姶良
カルデラ周辺のひずみ速度の速い地域におけるひずみ蓄積と地震発生メカニズムの解明を目指す。研究成果をまとめ、公表する。ひずみ集中帯の陸域の観測で用いる機動的地震観測装置を整備するとともに、新潟県を中心とするひずみ集中帯の活断層及び活褶曲等の活構造の全体像を明らかにするための効果的な地震観測点配置等の検討を行う。
(e) 平成２３年度業務目的
琵琶湖西岸活断層集中域の稠密地震観測を継続し、高精度の震源分布と地震メカニズム
解の詳細な解析により活断層の深部構造を推定するとともに、詳細なレシーバー関数解析及び自然地震を用いた反射法解析により、琵琶湖西岸の活断層集中域での不均質構造の推定を試みる。桜島・姶良カルデラ周辺においても、マグマ蓄積による長波長の不均質構造を推定するとともに、GPS 観測により精密なひずみ速度を求め、その関係を考察する。精細な地震波トモグラフィーを行い、活断層集中域での不均質構造の推定を試みる。阿蘇火山周辺の地殻や上部マントルの不均質構造を捉えるため、阿蘇カルデラ内外における機動的地震観測を継続する。そして、得られた地震波形データに対し、精細なレシーバー関数
解析を行い、阿蘇カルデラ内外での不均質構造の推定を行う。また、マグマ蓄積と周辺応
力場との関係を明らかにするための GPS 観測を継続し、不均質構造が応力分布に与える影響を考察する。
(2) 平成２３年度の成果(a) 業務の要約
琵琶湖西岸活断層集中域の稠密地震観測を継続し、高精度の震源分布と地震メカニズム
解の詳細な解析により活断層の深部構造を推定するとともに、詳細なレシーバー関数解析及び自然地震を用いた反射法解析により、琵琶湖西岸の活断層集中域での不均質構造の推定を試みた。桜島・姶良カルデラ周辺においても、マグマ蓄積による長波長の不均質構造を推定するとともに、GPS 観測により精密なひずみ速度を求め、その関係を考察した。精細な地震波トモグラフィーを行い、活断層集中域での不均質構造の推定を試みた。阿蘇火山周辺の地殻や上部マントルの不均質構造を捉えるため、阿蘇カルデラ内外における機動的地震観測を継続した。そして、得られた地震波形データに対し、精細なレシーバー関数
解析を行い、阿蘇カルデラ内外での不均質構造の推定を行った。また、マグマ蓄積と周辺応力場との関係を明らかにするための GPS 観測を継続し、不均質構造が応力分布に与える影響を考察した。
(b) 業務の実施方法及び成果
1) 琵琶湖西岸活断層集中域の稠密地震観測による不均質構造の推定
近畿地方中北部、琵琶湖西岸地域における、45 点からなる活断層集中域稠密地震観測網、及び定常観測網のデータ等を用いて決定した高精度の震源分布を図 1(P116)に示す。2008
年 11 月から 2010 年 3 月まで(2009 年 2 月を除く)のおよそ 1 年と 4 か月間の分布である。
109これらの高精度のデータを用いて決定されたメカニズム解の P 軸の方位分布を図 2(P117)に示す。この地域における一元化震源の検知能力の限界である、マグニチュード 0.5 という小さな地震まで、メカニズム解が精度良く決定されている。
M0.5 という小さな地震までメカニズム解が決定されたことにより、高精度の震源分布とメカニズム解から、活断層の深部構造に関する知見が得られるようになった。図 3(P117)に一例を示すが、亀岡断層沿いで、2009 年 9 月 19 日 M4.0、2009 年 9 月 21 日 M3.6、及び2009 年 10 月 25 日 M4.2 の中規模の地震とそれに伴う地震活動が発生した。前の 2 つの地
震とそれに伴う活動は逆断層的なメカニズム解を示すが、2009 年 10 月 25 日 M4.2 の地震とその余震は横ずれ型のメカニズム解を示している。また、この付近では亀岡断層の地表トレースの走向が赤線から青線で示すように屈曲しており、2009 年 10 月 25 日 M4.2 とそれに伴う地震群のメカニズム解の節面の一つは、赤線で示した走向とほぼ一致する。前 2つの地震とそれに伴う活動は、その屈曲部付近で発生しており、逆断層的なメカニズム解を示している。これらのことは、断層深部においても、地表トレースと同様の屈曲が存在し、応力場が局所的に変化している可能性を示している。
これらのデータを用いて、Horiuchi et al. (1995) 1) の手法により応力場を推定した。
図 4(P118)に一部の例を示すが、水平方向に 10 km 間隔で格子点をおいて、一辺 10 km 四方の領域の応力場を推定した。解析領域内においてクラスター的に集中した活動があると、特定のメカニズム解を持った地震の数が卓越するため、デクラスター処理を行い推定結果のバイアスを避けた。図 4 下(P118)はデクラスター処理後の用いたメカニズム解を示している。図 4 上(P118)には推定された応力場を示しているが、図 4 上(P118)の西北部に見られる青で示した最小圧縮応力がプロットの中央付近にあるものは逆断層的な応力場、東北端に見られる緑で示した中間主応力がプロットの中央近くにあるものは横ずれ型の応力場を示している。それ以外の青が上下に連なっているものは、中間主応力と最小圧縮応力が同程度であり、上記の 2 つのタイプの中間型の応力場を示していると考えられる。応力場について、このように 3 つのタイプ分けを行った。
琵琶湖西岸域における応力場の空間分布を図 5(P119)に示す。上図に推定された応力場
を、下図に 3 つのタイプ分けした空間分布を示す。藤野・片尾(2009) 2) 等により指摘されているように、琵琶湖西岸付近では逆断層タイプが卓越していることがよく分かる。一方、
横ずれ断層タイプは中央付近に限られており、西部の丹波山地では、逆断層タイプが見られる。地表トレースと比較すると、花折断層帯付近を境に、その東側では逆断層タイプが多いが、断層の地表トレースと応力場の空間変化が直接関係しているようには見えない。
一方、深部構造を推定するために、自然地震による S 波反射法解析を行った。図 6(P120)に解析を行った測線の配置を示した。用いた手法は Inamori et al.(1992) 3) と同様である。
観測点及び震源は測線から 10 km 以内にあるもののみを使用した。測線から 3 km 以内に反射点をもつ波形を北から順に等間隔で並べ測線の断面を作成した。片尾(1994) 4) により S
波 反 射 面 が 報 告 さ れ た 地 域 に 対 応 す る 測 線 C-C' 及 び N-N' の 結 果 を 図 7(P121) 及 び 図
8(P122)に示す。片尾(1994) 4) では下部地殻内の深さ 20～25 km に北落ちの反射面が推定されたが、これらの図でも、20～30 km に反射波が見られる。また、傾斜方向も片尾(1994) 4)と調和的である。他の測線も含めて解析結果をまとめると、丹波山地直下には反射強度の強い連続した面が確認できるが、琵琶湖西岸付近では顕著なものは見られなかった。
110

図 9(P123)に測線 C-C'におけるレシーバー関数イメージングの結果を示す。深さ 35 km程度の赤の線がモホ面に対応すると考えられる。その上方、S 波の反射面付近には明瞭な
速度不連続層は見えていない。
応力場の解析からは、琵琶湖西岸地域で東西圧縮応力による逆断層タイプ、その西側の丹波山地では、南北方向と上下方向の応力がほぼ等しいと推定されたが、琵琶湖西岸地域
では、S 波の反射面の顕著なものは見られなかった。昨年度の解析により、丹波山地側ではモホ面の形状は比較的単純なのに対して、琵琶湖西岸に近い花折断層帯や琵琶湖西岸断層帯ではモホ面の形が複雑であることが示されたが、S 波の反射面についても同様に、琵
琶湖西岸では複雑である可能性が示唆された。
2) 桜島・姶良カルデラ周辺における不均質構造と圧力源
図 10(P124)に桜島及び姶良カルデラ周辺の地震の震源分布を示す。この地域では全体的に北東部から南西部に向かって、鹿児島湾地溝帯の中央部に沿って震源が分布する。特に、桜島の北岳から南岳にかけて火山性地震が多数分布する。また、姶良カルデラ北東部の若尊火山付近や、桜島の南西部からその沖にかけても地震が発生する。
図 11(P125)に姶良カルデラとその周辺の深さ 1、4、8 km における P 波速度の分布を示す。いずれの深さにおいても姶良カルデラ内が低速度となっており、大隅半島側が高速度となっている。また、カルデラの南縁に位置する桜島の南部も高速度である。この高速度
領域は深度が増すにつれ、姶良カルデラの中央部に入りこんでおり、深さ 8 km において P
波速度が 4～5 km/s となる低速度部分は姶良カルデラの中央部から北西側の狭い領域に分布する。逆にいえば、低速度領域は深さ 8 km 付近では姶良カルデラの中央部にしかないが、浅い部分では桜島に入り込んでいると言える。地震は、北東部から南西部にかけて分布す
る地震波の高速度となる領域で発生している。
図 12(P126)に GPS 観測によって得られた水平変位ベクトルの分布を示す。姶良カルデラ
周辺では、姶良カルデラ中央部を中心として放射状に外側に変位するベクトルが得られる。
第 1 近似として姶良カルデラ中央部の深さ 12 km に茂木ソースを仮定することにより周辺の地盤変動はおおよそ説明できる。桜島島内の水平変動量は北部で小さく、南部で大きい。
また、ベクトルの方向は南北成分では南向き、東西成分では東部において東向き、西部において西向きを示す。これらの変位特性は姶良カルデラ中央部の圧力源の膨張によるものである。さらに詳細に検討すると単一茂木ソースによる理論変動量は観測量に比べ、系統的に北部において大きく、南部において小さい。この違いを補うために桜島島内に付加的な圧力源を置くことにし、グリッドサーチによりその位置と体積変化を求めたところ、付加的な圧力源は、北岳のほぼ直下の深さ 6 km に求められ（図 12 下図の B、P126）、体積増加量として 3.3×10 5 m 3 が得られた。また、図 13(P127)に桜島島内の傾斜計によって得られた隆起傾斜を示す方向のベクトルを示したが、3 観測点における傾斜ベクトルは北岳の北麓で交差し、北岳付近に圧力源があることを示す。
図 14(P127)にひずみ変化と地震活動との関係を示す。A 型地震は引之平観測点において
S-P 時間が 3 秒以内で、10 μm/s 以上の最大振幅を持つ火山性地震である。浅発地震は一元化震源リストから姶良カルデラの中心からの震央距離 40 km 以内で、深度が 20 km 以浅のものを抽出したものである。GPS 観測から得られるひずみ速度を見ると、水平変位が大111

きかった 2010 年 9 月～2011 年 3 月の時期の前半部分では浅発地震活動が活発化した。2009
年 10-11 月の震央は約 30 km 西に離れた薩摩半島の西部・海域（吹上浜からその沖）である。1914 年桜島大正噴火の半年前にもこの震源域で M5.7、M5.9 の地震が連発して発生した。桜島島内（ハルタ山観測坑道）のひずみ変化は 2009 年 10 月から 2010 年 6 月にかけて伸長を示し、その後 8 月にかけて収縮を示した。また、2011 年 11 月から速度の速い伸長
ひずみが続いている。A 型地震の発生回数が多いのは、2010 年 7 月と 2012 年 1・2 月であり、いずれもひずみ変化が大きい時期に相当する。ところが、2012 年 1・2 月の地震活動
は伸長ひずみが観測されている時期であるのに対し、2010 年 7 月の地震活動は収縮ひずみが観測された時期である。この違いについて考察してみる。2012 年 1・2 月の地震活動は南岳直下であるのに対し、2010 年 7 月の地震活動は桜島の南西部である（図 10、P124）。
桜島北西部のハルタ山観測坑道のひずみは 6 月中旬に伸長から収縮へ反転したが、南部の有村観測坑道において沈降傾斜が始まったのは 7 月中旬であり、1 か月のずれがある。有村においても 8 月以降はハルタ山と同様に直線的な地盤変動が観測されており、これはハルタ山と共通の圧力源によるものであると考えられる。この変化をトレンド成分として除去すると、図 15(P128)に赤で示したような 6 月中旬から 7 月中旬にかけて隆起を示す傾斜変化が得られ、この期間に地震活動が活発化している。北部では収縮であったが、南部において急激に膨張となったので、南西部において地震活動が活発化したと解釈される。結論として、地震活動（A 型地震）が活発化するのは、伸長ひずみ速度が大きい時期であり、2011 年 11 月から始まった伸長ひずみ期ではひずみ蓄積量が 1×10 -6 に達した時点から地震活動が活発化した。
2012 年 1・2 月の地震活動は通常の地震活動に比べるとはるかに小規模であるとはいえ、2006 年 6 月に昭和火口において噴火活動が再開してからは最も活発な地震活動であり、特に 2 月 21 日には島内で有感となる A 型地震（M2.1）が発生した。震源は南岳直下の深さ 3km である。その地震のメカニズム解を図 16(P128)に示す。北北東－南南西方向に圧縮軸、
東南東－西北西方向に張力軸を持つ横ずれ断層であり、南岳直下の深さ 2 km 以深の地震の典型的なメカニズム（Hidayati et al., 2007） 5) であった。この時期では南岳の北に位置する北岳付近において圧力源の膨張が続いている（図 13、P127）。この圧力源の膨張により南岳下では北からの圧縮を受けることになるので、得られたメカニズム解と整合的である。図 11(P125)に示した地震波 P 波三次元速度構造によれば、深さ 4 km では南岳付近は高速度、北岳付近は低速度となっている。低速度域の膨張がそれに隣接する高速度域において地震活動を発生させたと解釈できる。
3) 阿蘇カルデラの不均質構造と圧力源
これまでに、阿蘇カルデラ内外の既設地震観測点の波形データから遠地地震のレシーバー関数(RF)を作成し、それを遺伝的アルゴリズムによりインバージョンすることにより、
阿蘇カルデラ周辺の上部マントルから地殻までの S 波速度構造を求められてきた(Abe etal., 2010 6) )。しかし、深部変動源や深部低周波地震が位置するカルデラ東部の構造は、
地震観測点の不足により明らかにはされなかった。そこで、2009 年 7 月より、阿蘇カルデラの東部 5 カ所において地震観測を開始し、2011 年度もこの観測を継続した。図 17(P129)に示されているように、2009 年 7 月から 2011 年 7 月までに約 250 個の遠地地震の記録が112

得られている。そして、これらのデータも用いたレシーバー関数の GA インバージョンにより、阿蘇カルデラの地殻構造を推定した。その結果、阿蘇カルデラの西部及び北東部の約15～20 km の深さに S 波速度が約 2.5 km/s の低速度層が存在すること、南東部には低速度層が存在しないことが明らかになった（図 18、P129）。S 波の速度比から、この領域には最大で 15 ％（体積）のメルト或いは 30 ％の水が含まれると推定される。また、阿蘇カルデ
ラ東部の観測点のレシーバー関数には P 波初動の約 1 秒後にも負のピークが現れることが分かった（図 19、P130）。これは低速度層の上面での PS 変換波に相当するが、トランスバース成分の RF の極性変化から、この低速度層上面は南東落ちであることが分かる（図 19、
P130）。この低速度層上面は中岳直下の約 10 km の深さに位置し、その下部には深部低周波
地震発生域や地殻変動源が存在する。このことは、深部低周波地震発生域や地殻変動源が低速度領域であり、その上面が傾斜する不連続面として検出されたことを示唆する。
(c) 結論ならびに今後の課題
琵琶湖西岸活断層集中域の稠密地震観測を継続するとともに、観測データを解析し、高精度の震源分布とメカニズム解を求めた。その結果、マグニチュード 0.5 程度の小さな地
震まで高精度のメカニズム解を決定することにより、花折断層帯のやや西、東経 135 度 45
分付近を境に逆断層型から横ずれ型に応力場が変化することが推定された。レシーバー関
数解析により、モホ面の詳細な深さ分布を推定した。花折断層帯や琵琶湖西岸断層帯、有馬-高槻断層帯付近では、モホ面が凸凹している可能性が示唆された。レシーバー関数解析
等により更に詳細な不均質構造の推定を行い、応力場の形成に関係する不均質構造の実体を明らかにすることが今後の課題である。
一方、桜島及び姶良カルデラ周辺では地震波の低速度領域がマグマ溜まりに相当し、その圧力変化によりその周辺にひずみが蓄積し、閾値（1×10 -6 ）を超えた結果、地震活動が高まることが推定されたが、今後観測を継続することで不均質構造の空間分解能を高める
とともに、地盤変動観測の稠密化を図り、不均質構造と地盤変動を励起する圧力源の分布の位置関係の精度を向上させる必要がある。
本研究により展開された阿蘇カルデラ内の地震観測点のデータも用いたレシーバー関数
解析をおこなった。その結果、中岳火口の直下の約 10 km の深さに傾斜する不連続面が検出された。このことは、深部低周波地震発生域や地殻変動源が低速度領域であり、その上面が不連続面として検出されたことを示唆する。そこで、今後も地震観測を継続し、この低速度領域の詳細な構造を明らかにしていく。また、GPS 観測や水準測量により、カルデ
ラ内外の地殻変動を詳細に捉え、カルデラの不均質構造が応力分布に与える影響を明らかにしていくことも今後の課題である。
(d) 引用文献
1) Horiuchi, S., G. Rocco, and A. Hasegawa, Discrimination of fault planes fromauxiliary planes based on simultaneous determination of stress tensor and a large
number of fault plane solutions, J. Geophys. Res., 100, 8327– 8338, 1988.
2) 藤野宏興，片尾浩：琵琶湖西岸断層帯周辺の微小地震のメカニズムと応力場，防災研究
所年報, 52B, 275-284, 2009.
1133) Inamori T., S. Horiuchi, and A. Hasegawa, Location of mid-crustal reflectors by
a reflection method using aftershock waveform data in the focal area of the 1984
Western Nagano Prefecture Earthquake, J.Phys,Earth, 40, 379-393, 1992.
4) 片尾浩,近畿地方微小地震活動域直下に存在する顕著な地殻内反射面, 地球惑星科学関連学会 1994 年合同大会予稿集, E12-05, 1994.
5) Hidayati, S., Ishihara，K. and Iguchi, M., Volcano-tectonic earthquakes during
the stage of magma accumulation at the Aira caldera, southern Kyushu, Japan, Bull.
Volcanol. Soc. Japan, 52, 289-309, 2007.
6) Abe, Y., T. Ohkura, T. Shibutani, K. Hirahara and M. Kato, Crustal structure
beneath Aso Caldera, Southwest Japan, as derived from receiver function analysis,
J. Volcanol. Geotherm. Res., 195, 1-12, doi:10.1016/j.jvolgeores.2010.05.011, 2010.
(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

青木裕晃，片尾浩，飯稠密地震観測による近畿地

静岡市（日本地震

平 成 23 年

尾能久，三浦勉，中尾

方北部におけるメカニズム学会秋期大会)

10 月

愛子，米田格，澤田麻解と応力場（口頭）沙代，中尾節郎
青木裕晃，片尾浩，飯稠密地震観測による近畿地

宇 治 市 (防 災 研 究

平成 23 年 2

尾能久，三浦勉，中尾

方北部におけるメカニズム

所研究発表講演

月愛子，米田格，澤田麻解と応力場（口頭）会)

次世代型地震観測システム

京都大学防災研

平成 23 年 6の 開 発 と 運 用 : 満 点 (万 点 )究所年報, 54(A):

月

を目指して

17-24.

為栗健，井口正人，寺

桜島および姶良カルデラ周

千葉市（日本地球

平成 23 年 5石眞弘，大倉敬宏

辺の三次元速度構造

惑星科学連合大月 26 日沙代，中尾節郎
飯尾能久会）
井口正人，平林順一，

桜島火山の地盤の隆起・膨張

千葉市（日本地球

平成 23 年 5

為栗健

過程の繰り返し惑星科学連合大月 23 日会）
井口正人，太田雄策，2010 年 桜 島 火 山 活 動 を 考 え

京都大学防災研

平成 23 年 6

植木貞人，為栗健，園る

究所年報, 54(B):月

田忠臣，高山鐵朗，市171-183.

川信夫
大倉敬宏，及川純

GPS 観測による阿蘇火山の地

旭川市（日本火山

平 成 23 年

殻変動

学会秋季大会）

10 月 4 日

J.Geophys.Res.,平 成 23 年

116, B11203,

11 月

K. Unglert, M. K.

Shear-wave

splitting,

Savage, N. Fournier,

vP/vS and GPS During a114

T. Ohkura and Y. Abe

Time of Enhanced Activity

doi:10.1029/201

at Aso Caldera, Kyushu

1JB00852(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定
1) 特許出願
なし
2) ソフトウエア開発
なし
3) 仕様・標準等の策定
なし(3) 平成２４年度業務計画案
琵琶湖西岸活断層集中域の稠密地震観測を継続し、高精度の震源分布と地震メカニズム
解の詳細な解析及びレシーバー関数解析及び自然地震を用いた反射法解析により、琵琶湖西岸の活断層集中域での不均質構造の推定を試みる。
桜島・姶良カルデラ周辺においても、精細な地震波トモグラフィーを行い、火山地域での不均質構造の推定を試みる。また，新規に GNSS 観測装置を導入して地盤変動観測を稠密に行うことによりひずみ速度の空間分布と不均質構造との関係を考察する。
阿蘇火山周辺の地殻や上部マントルの不均質構造を捉えるため、阿蘇カルデラ内外における機動的地震観測を継続する。これに関し、既設観測点の地震データ転送のためのテレメータ装置を導入する。そして、得られた地震波形データに対し、精細なレシーバー関数
解析を行い、阿蘇カルデラ内外での不均質構造の推定を行う。これに関し、大量の地震波
形データを処理するための、地震波形解析装置を導入する。また、マグマ蓄積と周辺応力場との関係を明らかにするための GPS 観測を継続し、不均質構造が応力分布に与える影響を考察する。この目的のために新規 GPS 装置を導入するとともに、阿蘇カルデラ内で水準測量を実施する。得られたデータを総合して、活断層集中帯及び火山周辺のひずみ速度の速い地域におけるひずみ蓄積と地震発生メカニズムの解明を目指す。研究成果をまとめ、
公表する。

115

図1

琵琶湖西岸活断層集中域における高精度の震源分布と解析に用いた観測点

赤：稠密地震観測点、他の色：定常観測点(防災科学研究所の Hi-net、気象庁、産業技術総合研究所、京都大学防災研究所)及び京都大学防災研究所による臨時観測点。

116

図2

高精度のメカニズム解の P 軸方位分布

期間：2008 年 11 月～2010 年 3 月イベント数：1792。赤：横ずれ型、緑：逆断層型、青：正断層型、灰色：その他。

図3

亀岡断層沿いのメカニズム解

亀岡断層の地表トレースの走向が赤線から青線で示すように屈曲している。
117

図4

推定された応力場(上)と用いたメカニズム解(下)赤：最大圧縮応力、緑：中間主応力、青：最小圧縮応力。95 ％の信頼区間を表示。メカニ
ズム解はデクラスター処理されている。

118

図5

琵琶湖西岸域における応力場の空間分布(上)応力インバージョン結果。(下)3 つのタイプに分けた応力場の空間分布；緑：逆断層的な応力場、赤：横ずれ型の応力場、灰色：中間的な応力場、図 4 で青が上下に連なっているもの。太線で琵琶湖西岸断層帯、花折断層帯、西山断層帯、有馬高槻断層帯活断層を
示す。
119

図6

自然地震による反射法解析の測線120図 7-1

測線 C-C’の解析に使用した観測点と震央(×)及び反射点(○)

C

number
図 7-2

測線 C-C’の断面図(横軸:波形番号)

121

C’

図 8-1

測線 N-N’の解析に使用した観測点と震央(×)及び反射点(○)

N

number
図 8-2

測線 N-N’の断面図(横軸:波形番号)

122

N’

図9

レシーバー関数イメージングによる測線 C-C’の断面

1231997-2010 (N=548)

N

2012/2/21

W

M
2012/2/21

2010/7M 0 1 2

2010/7 M

5km
0

W

5

10

Depth (km)2010/7510

図 10

Depth (km)0

桜島及び姶良カルデラ周辺における地震の震源分布。M：南岳。W：若尊火山。

124

深さ 1km深さ 4km

A

A
O

S

S

O

深さ 8km

A

S

図 11

O

桜島及び姶良カルデラ周辺の地震波 P 波三次元速度構造

A：姶良カルデラ、S：桜島、O：大隅半島。

125

N

Apr 2010 - Nov 2009

Aira caldera

S

1cm
10km
ONEG

A
NAKN
WARE
FUTG

0719

SAID

SNJG

SHRH
KMNG
TAKE

SNYM

MATU
FKRA
KABG
UTOG
YOKO
KIT7

0720
HARG

K

SVOG

B

HIKG

ATAG

KSHL
GONG
KURG

S
800

MOCH

M

600

400

-157

NABE

FURG

SETO

0.5cm

SBTG

200

ARIG
ARIT

0

3km
0721

-28

図 12

姶良カルデラ周辺（上）と桜島（下）における水平変位ベクトル。ONEG を固定として示した。黒矢印：観測値、灰矢印：茂木ソース（A，B）による理論値。M：南岳、K：北岳、S：昭和火口。

126

火口側隆起の傾斜ベクトル
2011年10月～12月

Komen

N
Harutayama

北岳

SVOG

S

南岳
800
600

400

Arimura
200

0

3km

1000 nrad
Borehole

図 13

Water-tube

桜島島内の傾斜計によって得られた隆起傾斜を示す方向のベクトル

0
0
2

0
0
2

0
5
1

0
5
1

0
0
1

0

0

0
5
1
1
0
2

0
1
0
2

1
1
0
2

0
1
0
2

1
1
0
2

0
1
0
2

1
1
0
2

0
1
0
2

1
1
0
2

0
2

0
1
0
2

9
0
0
2

7
0
0
2

0
3

8
0
0
2

00
4

A型地震

5

0
0
1

桜島昭和火口爆発回数
火山灰放出量（万トン）

0
1

1

0
9
0
0
2

8
0
0
2

7
0
0
2

6

0
1
x

0

R
X
E

ひずみ変化（伸縮計)

T
X
E
9
0
0
2
9
0
0
2

G
O
V
S
G
R
U
K

基線長変化（GPS)

8
0
0
2

7
0
0
2

G
I
R
A
G
T
U
F

02 1 0 9 8 7
1 .
1 1
0 .
0 0
.
. 0
.
.
0
0 0
0 0
m

9
0
0
2

8
0
0
2

7
0
0
2

図 14

8
0
0
2

7
0
0
2

0
2

浅発地震（Δ<40km）

ひずみ変化と地震活動との関係。1 段目：桜島昭和火口における月別の爆発回数と火山灰量放出量。2 段目：桜島の A 型地震の月別発生回数。3 段目：ハルタ山観測坑道の伸縮計によるひずみ変化。EX-R:南岳火口方向、EX-T:直交方向（姶良カルデラ内の圧力源に対しては EX-T が radial 方向となる）。4 段目：一元化震源による地震の月別発生回数。姶
良カルデラ内の圧力源から震央距離 40 km 以内で深さ 20 km 以浅のもの。5 段目：GPS による基線長変化（水平成分）。KURG-SVOG：桜島内東西方向、FUTG-ARIG：南北方向。
127

Corrected tilt

500 nrad

Up

Tilt

30

20

10

Jan

Feb

Mar

Apr

May

Jun

Jul

Aug

Sep

Daily number of A-type

40

0

2010
図 15

有村観測坑道の傾斜変化と地震活動

灰色のグラフは実傾斜変化。赤は 2010 年 8 月以降に観測された-13 nrad/日の一定速度の火口方向沈降の傾斜変化を補正した傾斜変化量。

図 16

2012 年 2 月 21 日 22:20 に発生した桜島南岳直下深さ 3.0 km の地震のメカニズム解。

128

図 17

2009 年 7 月から 2011 年 11 月までに発生した、阿蘇カルデラからの震央距離 30度から 90 度、M>5.5 の震央分布図。この期間中、約 250 個の地震波形を記録カルデラ内に5 か所(1 Hz 地震計)に設置した地震計で記録している。これらの波形データが RF 解析に用いられた。

図 18

阿蘇カルデラにおけるレシーバー関数解析の結果。黄色：本事業において整備した

地震観測点、青色：Hi-net や京大火山研などの既設観測点。レシーバー関数の GA インバ
ージョンにより求められた一次元速度構造を波線上にフレネルゾーンの幅を考慮して投影しスタックしたもの。カルデラ北東部にも地殻内にも低速度領域が検出された。
129

図 19

阿蘇カルデラ内外の地震観測点分布とカルデラ東部におけるレシーバー関数。黄色：本事業において整備した地震観測点、青色：Hi-net の地震観測点、紫：京大火山の点。
中岳直下（黄色の四角形）の約 10 km の深さに傾斜する不連続面が検出された。レシーバー関数の振幅からこの面は傾斜する低速度層の上面であることが分かる。このことは、深部低周波地震発生域や地殻変動源が低速度領域であり、その上面が傾斜する不連続面として検出されたことを意味する。

130