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・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・117(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２４年度業務目的(2)

平成２４年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・119(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

116

(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

国立大学法人京都大学 教授

氏名

メールアドレス

飯尾 能久

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

防災研究所
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

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

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

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

同

研究員

安部 祐希

abeyuki@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117

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。
6) 平成２４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
118

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。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。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地盤変動観測を継続し、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に GNSS 観測装置を導入すると と も に 、 阿 蘇 カ ル デ ラ 内 で 水 準 測 量 を 実 施 する。
(e) 平成２４年度業務目的
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は、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、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。阿蘇火山周辺では、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地盤変動観測を継続し、不均質構造が応力分布に与える影響を考察する。得られたデータを総合して、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。
(2) 平成２４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もとにレシーバー関数解析及び自然地震を用いた反射法解析などにより、当地域に沈み込むフィリピン海プレート、モホ面、S 波反射
面の形状及び地震分布、メカニズム解が高精度で決定された。得られたデータを総合して、琵琶湖西岸活断層集中帯におけるひずみ蓄積と地震発生メカニズムに関して、以下のような推定が得られた。沈み込むフィリピン海プレートが 60km 程度となる部分から脱水した水が下部地殻に達し、下部地殻を局所的に弱化し、逆断層的な変形を行う延性的なせん断帯を形成した。この延性的なせん断帯における逆断層運動により、直上に逆断層的なひずみ集中が発生し、逆断層型の地震が卓越する。琵琶湖西岸断層帯が逆断層であることも、この延性的なせん断帯の動きによるものである。
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や地盤変動観測を稠密に行うことにより姶良カルデラ下には地震波の低速度領域が検出され、地震は高速度か
ら低速度に遷移する中速度領域で発生することが明らかになった。地盤変動観測により確認された膨張圧力源に対応する地震波の低速度領域は、マグマ溜りを含む ductile な領域と考えられ地震は発生しないが、その領域の膨張が周辺の剛性の弱い領域にひずみ蓄積と破壊を引き起こすものと考えられる。
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119

ける機動的地震観測を継続し精細なレシーバー関数解析を行った。その結果カルデラの大部分で 13km から 25km の深さに低速度領域が存在すること、この層の変形が阿蘇カルデラ周辺のひずみ蓄積の一因であることが推定された。地盤変動観測により、中央火口丘東斜面の深さ約 15km、西斜面の約 5km における膨張・収縮源も阿蘇カルデラ周辺にひずみ変化
を引き起こしていることが明らかになった。
(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、及び定常観測網等のデータを用いて、活断層の深部構造など不均質構造の推定を行った。
図１(P128)にレシーバー関数解析を行った測線を、推定されたレシーバー関数イメージン
グの結果を図 2 から 5(P128～130)に示す。これらはいずれも東西側線における結果である
が、深さ 50km から 65km 程度に西傾斜の構造が推定される。赤色は高速度層の上面、青色
は低速度層の上面であると考えられ、沈み込むフィリピン海プレートを捉えたものと推定される。紀伊半島において同様のレシーバー関数解析を行った例 1) に従い、点線の部分、
赤と青の中間に沈み込むプレートの上面があると考えた。これらの断面からフィリピン海
プレートの上面の 50km と 60km の深度の位置を読み取り、それらをなめらかにつなげたものが図 6(P130)の赤線である。図 6(P130)には、地震の震源分布と 3 次元速度構造に基づいて推定された、Hirose et al.(2008) 2) による 40km と 50km のコンターも青線で示したが、調和的な結果となっている。これらのことから、琵琶湖西岸地域において、フィリピン海
プレートが東から西へ沈み込んでおり、その深度は 60km 以上に達していることが明らかになった。
図 2 から 5(P128～130)において、深さ 30km と 40km の間に赤色の線が連なって見えるが、これは高速度層の上面であるため、モホ面であると考えられる。より詳しく見ると、赤色の線は西の方では深さ 35km 程度でほぼ水平で連続性が良いのに対して、東の方では平均的な深さが 40km とやや深く、また場所によって深さが少し変化していることがわかる。そこ
で図 7(P131)に、I-I'測線も含めて、東西測線における結果をまとめて示した。F-F'、G-G'、
H-H'測線において、点線がモホ面の位置を示していると考えられるが、図の白矢印で示した位置に、モホ面の段差があると推定される。各測線における段差の位置を図 6(P130)に黒矢印で、それらを大雑把に連ねた位置を緑点線で示している。モホ面に段差があると推定される位置は、沈み込むフィリピン海プレートの上面の深度が 60km 程度となる付近であることが分かる。
高精度のメカニズム解の解析により推定された、地震メカニズム解の分布を図 8(P131)に示した。赤が横ずれ断層型、緑が逆断層型である。藤野・片尾(2009) 3) により指摘されているように、琵琶湖西岸活断層集中域の西の方では両者が混在しているのに対して、東の方では逆断層型が卓越していることがよく分かる。その境界の位置がピンクの点線付近にあるように見えるが、モホ面の段差の位置と同じあたりにある。
さらに、深部構造を精度良く推定するために、自然地震データを用いた S 波反射法解析を行った。図 9(P132)に解析を行った測線の配置を示した。用いた手法は Inamori etal.(1992) 4) と同様であるが、後続波の振幅を正規化する際に、対象とする点の直前の一定
120

区間の振幅の平均値で正規化するという移動平均的な方法ではなく、コーダー波の減衰曲線を用いる方法に変更した。移動平均的な正規化は、S 波の反射波が顕著な立ち上がりを示す場合には有効であるが、ゆっくりと立ち上がる場合には、反射波を消してしまう可能性があるからである。観測波形データを目視でチェックし、片尾(1994) 5) において顕著な反射波が認められた京大防災研の YGI、KHK 観測点において反射波が認められた 182 個の地震の波形データを用いてイメージングを行った。解析を行った測線と用いた地震の震央を
図 9 に示す。解析に用いた震源と観測点は測線から 10 km 以内にあるもののみを使用した。
測線に沿って、深さ変換した波形を反射点の順に等間隔で並べて、擬似的な反射断面図を作成した。南北測線 D-D'の結果を図 10(P132)に示す。深さ 25-30km に色の濃くなった部分が連なっていることがよく分かる。この図は等間隔に並べた擬似的な断面図であるが、真の反射点の位置で並べた深さ断面図を図 11(P133)に示す。深さ 25-30km にゆるやかに北に傾斜する反射波の連なりがよく見える。図 12(P134)は東西測線の結果である。M-M'測線ではこの図の中央あたりに顕著な反射波が見られるが、その両側ではそれほど顕著ではない。
特に東の琵琶湖西岸側ではよくわからない。そこで、これらの図から、図 12(P134)の下側に示したように、深さ 20～30km の間の濃い部分、つまり反射強度が強い部分の上面を赤点線でマークし、深さを読み取った。全測線に対して同様の処理を行い、東西・南北測線の交差する位置で、両測線による結果を比較し、東西・南北測線における結果が深さ 0.6km以内にある場合のデータのみを採用した。そこでは反射強度が大きいため両測線で同一の信頼出来る結果が得られたものと考えたわけである。図 13(P135)に推定された S 波の反射
面の拡がりを青線で囲んで示した。橙色は反射点の存在範囲である。丹波山地の微小地震活動が活発な領域と反射面の位置が調和的であるように見えるが、用いた地震は反射面が推定された範囲で多いため、見かけ上のものである可能性もある。しかしながら、詳しく見ると、推定された反射面の北端付近では解析に用いた地震はそれほど多くはないので、反射面の拡がりの推定は、データ数の多さによるものではないと思われる。反射面拡がりが正しく推定されているとすると、その東端は、モホ面の段差が推定されている位置とほぼ一致している。
これらの解析結果から、琵琶湖西岸活断層集中域での活断層の深部構造や不均質構造を推定し、ひずみ蓄積と地震発生メカニズムの解明を試みた。レシーバー関数解析結果から、
図 6(P130)に示した位置にモホ面の段差が推定された。段差の位置は、沈み込むフィリピ
ン海プレートの上面の深度が 60km 程度である位置とほぼ一致しており、南北に近い走向を持っている。Iio et al.(2002) 6) は、新潟-神戸ひずみ集中帯の成因について、プレートの沈み込みに起因して下部地殻へ達した水が下部地殻を局所的に弱化してその上部にひずみ集中を発生させたと考えた。新潟-神戸ひずみ集中帯直下の下部地殻に水が存在すると推定した理由は、ひずみ速度が大きな領域と Utada (1996) 7) による下部地殻の低比抵抗異常域が調和的だったからである。Utada(1996) 7) は、下部地殻の低比抵抗異常域は、沈み込むプ
レートの深度が 60km であるところより背弧側に存在することを指摘している。琵琶湖西岸
活断層集中域でも沈み込むフィリピン海プレートが 60km 程度となる部分から脱水した水が下部地殻に達し、下部地殻を局所的に弱化した可能性が考えられる。図 2～4(P128～129)に示したように、深さ 65km 程度以深では沈み込むプレートは明瞭ではなく、脱水は狭い範囲で起こっている可能性が考えられる。
121この地域の最大圧縮応力の方向はほぼ東西であるので、南北走向を持った下部地殻内の局所的に弱化された領域は、延性的なせん断帯を形成し、図 14(P136)に示すような逆断層的な変形を行うと推定される。この延性的なせん断帯における逆断層運動により、直上に逆断層的な応力集中が発生し、逆断層型の地震が卓越すると推定される。琵琶湖西岸断層
帯は逆断層であることが知られており、図 14(P136)では、延性的なせん断帯の上方に琵琶湖西岸断層帯が連なると考えた。
一方、S 波の反射面の存在範囲は、推定された下部地殻内の延性的なせん断帯の西側に拡がっている。レシーバー関数解析では見えていないが、沈み込むフィリピン海プレートは深さ 60km 以深にも続いており、それより背弧側ではプレートからの脱水により下部地殻に水が存在し、S 波の反射面として検知されている可能性も考えられる。また、トモグラ
フィーの結果によると、低速度域が、フィリピン海プレートの先端を回り込むように、上部マントルから下部地殻に達しているイメージが示されている。この低速度異常の上面がS 波の反射面として検知され、その東端付近に延性せん断帯が形成された可能性もあるかもしれない。
図 15(P137)に、反射法地震探査によって得られた反射断面上に、モホ面の段差と推定された延性せん断帯を書き加えてみた。モホ面の段差の位置と琵琶湖西岸断層帯の地表トレースを単純に直線で結んでいる。この直線は点線で示された花折断層帯をその最深部付近
で横切っている。
以上を総合して、琵琶湖西岸活断層集中帯におけるひずみ蓄積と地震発生メカニズムに関して、以下のような推定を行った。沈み込むフィリピン海プレートが 60km 程度となる部
分から脱水した水が下部地殻に達し、下部地殻を局所的に弱化した。この地域の最大圧縮応力の方向はほぼ東西であるので、南北走向を持った下部地殻内の局所的に弱化された領域は、逆断層的な変形を行う延性的なせん断帯を形成した。この延性的なせん断帯における逆断層運動により、直上に逆断層的なひずみ集中が発生し、逆断層型の地震が卓越する。
琵琶湖西岸断層帯は逆断層であることも、この延性的なせん断帯の動きによるものである。
これらは一つの可能性の提示であり、今後の検証が重要である。
2) 桜島・姶良カルデラ周辺における不均質構造と圧力源
本研究計画において使用した地震観測点の配置を図 16(P138)に、また、1997 年から 2012
年までの桜島及び姶良カルデラ周辺の地震の震源分布を図 17(P138)に示す。マグニチュー
ドは概ね 0.5 以上の地震を示したが、最大でも 3 程度であり、地震活動は活発ではない。
この地域では鹿児島湾地溝帯の中央部に沿って北東部から南西部方向に震源が分布する。
2012 年においても同様の震源分布であり、地震活動に大きな変化はなかった。4km 以浅の浅い場所には、桜島の北岳から南岳にかけての中央火口丘直下と若尊火山直下のみの狭い領域に火山性地震が発生する。5km よりも深い場所では姶良カルデラ北東部の若尊火山周辺や桜島の南西部からその沖にかけて広域に地震の震源が分布する。
図 18(P139)に姶良カルデラとその周辺の深さ 1、2、4 及び 8km における P 波速度の分布を示す。P 波速度構造は Onizawa et al. (2007) 8) の 3 次元速度構造インバージョンを用いて求めた。京都大学防災研究所の常設観測点 18 点に本研究計画で平成 21 年度に設置した17 点と Hi-Net 観測点 21 点を加えた合計 56 点の地震観測点における P 波着信時のうち 0.1s
122

以内の読み取り精度を持つものを使用した。読み取り値の数は 2418 であり、これに 2008
年に実施した人工地震探査の読み取り値 2425 を加えた。
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。深さ 1km の浅い場所では、ほぼ地形的な陥没地形に対応する部分が低速度となっている。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込んでおり、
深さ 8km においては P 波速度が 4～5km/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。
地震の震央分布を深さ別に図 18(P139)に重ねた。いずれの深さでも地震が発生しているのは、高速度領域から低速度領域に遷移する部分であることを示している。特に、深さ 4kmと 8km を対比すると、8km の深さでは高速度領域が西側に張り出しているのに対応して、地震の震央も西側に分布する。高速度領域、低速度領域の中心付近では地震は発生しない。
図 19(P139)に GNSS 観測から得られた桜島内の基線長変化及び伸縮計に観測されたひず
み変化と A 型地震発生回数を比較して示す。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、10μm/s 以上の最大振幅を持つ火山性地震である。2010 年 7 月の地震活動は平成 23 年度の報告書で触れたように、M1 程度の小規模地震の多発であり、桜島島内の北から南へのマグマの移動に伴うものと考えられる。この期間で最も活発であったのは、2012
年 1 月～3 月の地震活動であり、桜島の中央火口丘の直下と姶良カルデラの北東部において地震が多発し、桜島島内において有感となるものも発生した（最大 M2.3）。GNSS によって観測される桜島の東西方向の基線及び観測坑道に設置した伸縮計では 2011 年 11 月ごろ
から膨張ひずみが観測された。これらの膨張は 2012 年 2 月ごろから停滞したが、膨張ひずみが進行した段階で地震が多発したことが分かる。
2011 年 11 月から 2012 年 2 月までの期間の GNSS 観測によって得られた水平変位ベクトルの分布を図 20(P140)に示す。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10km 付近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。また、
桜島島内では北岳を中心とする放射状の水平変位ベクトルが認められる。この変動は桜島
北部の北岳下の 5km 程度の深さ茂木ソースを置くことにより、説明可能である。姶良カル
デラ下及び北岳下の圧力源は、それぞれ、図 18(P139)に示す深さ 8km 及び 4km の速度構造図においていずれも低速度領域に位置する。
以上のことから桜島・姶良カルデラ周辺における不均質構造と地震発生の関係及び地震を発生させる圧力源との関係について考察してみる。模式図を図 21(P140)に示す。桜島・
姶良カルデラ周辺の不均質構造として姶良カルデラ中心部の深部に位置する低速度領域とそれよりカルデラ縁に近く、浅い低速度領域がある。この領域には GNSS 等の地盤変動観測から求められる圧力源が存在し、圧力源の膨張とほぼ同じ時期に昭和火口における噴火活動が活発化していることから、マグマの貫入がこの地域のひずみ蓄積の原動力になっていると考えられる。低速度領域には地震が発生しないことから、マグマを含む ductile な領域と考えられる。この領域の膨張が周辺の低速度から高速度に遷移する中速度領域において地震を発生させるものと考えられる。本研究では S 波の速度構造の決定に至っていない
が、中速度領域は高速度領域よりも剛性が小さく破壊強度が小さいと推定され、この領域
において地震が発生するものと考えられる。地震が発生し始めたのは膨張ひずみが始まっ
123

てから 2 か月後の 2012 年 1 月からであり、膨張ひずみの蓄積が地震を発生させた。地震活動が始まってからは伸縮計で観測される膨張ひずみは停滞しており、地震の発生が膨張ひずみを緩和させたものと考えられる。地震が発生する中速度領域は、膨張する低速同領域とカルデラの外側に存在する剛性率の大きい高速度領域の間の緩衝領域に位置付けられる。
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., 2011) 9) 。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、2012 年度もこの観測を継続した。
震央距離が 30-90°、M>5 の地震が解析の対象であり、解析手順は以下の通りである。まず、時間拡張型マルチテーパ(Shibutani et al., 2008) 10) を用い、0.56Hz ののローパスフ
ィルタを使用して RF を作成する。次に、各観測点の RF を方位角 15°ごとに分け、10 本以
上の RF が含まれるもののみスタックし、0-7 秒の標準偏差が平均で 0.1 未満、S/N が 3.4
以上の RF 波形を選ぶ。選んだ RF に GA インバージョン(Shibutani et al., 1996) 11) を適用
し 1 次元 S 波速度構造をもとめる。iasp91 の速度構造を仮定して計算した波線に、それぞれの 1 次元速度構造をフレネルゾーンの大きさを考慮して投影し、阿蘇カルデラ直下の 3
次元的な S 波速度分布を推定する。
以上の解析の結果が図 22(P141)にまとめられている。阿蘇カルデラの地殻内部に、低速度領域(Vs=2.0-2.5km/s 程度)が検出された。低速度層は、カルデラの大部分で 13km から25km の深さに存在するが、中央火口丘東斜面の地下では、8-15km の深さに低速度層が存在する。中央火口丘東斜面では、深さ 15-25km に低周波地震発生域、深さ 15km にシル状圧力源の存在が知られており、低速度層はシル状圧力源や低周波地震発生域の直上にある。
カルデラ直下の 13-25km の深さには広範囲に低速度層が広がっているが、低周波地震発生域には低速度層は広がっていない。Takei(2002) 12) を参考にすると、これらの低速度層には最大で 10-15%のメルトあるいは 25-30%の水が含まれていると推定できる。
一方、マグマ蓄積と周辺応力場との関係を明らかにするため GPS 観測 を継続するとともに 、 2012 年 9 月 に 水 準 測 量 を 実 施 し た 。 今 回 の 測 量 路 線 は 、 阿 蘇 登 山 道 路 坊 中 線（BM1895-BM10408）、赤水線(BM10401-AVL91)そして地獄温泉から吉田線(BM10401-BM10407)
であり、これらの総延長は 45km である（図 23、P141）。各水準点間の往復測量を、往復差及び環閉合差が一等水準測量の許容誤差以内となるように実施した。
中央火口丘北麓の AVL-1 を基準とし、計算された阿蘇登山道路坊中線の比高値を過去の測量結果と比較した。その結果、2008 年から 2012 年にかけても中岳火口の西南西約 2kmの地点（草千里）を中心とした地域における沈降が観測された。しかし、その沈降量は最大で約 1.2cm と 2004 年から 2008 年の沈降量とくらべて約 6 割に減少していた。（図 24、
P142）
GPS 観測の結果も同じことを示している。図 25(P142)には、阿蘇カルデラ内の GPS 観測
基線のうち、東西に長い基線（AVL1-HOND、AVL1-KBMK、AVL1-SKIM）の 2004 年 1 月から 2012124

年 11 月までの変化が示されている。いずれの基線においても、2008 年から 2012 年の短縮
量は 2004 年から 2008 年の 6 割程度となっていることがわかる。2008 年から 2012 年の変
動は、これまでと同様（大倉・他 2009） 13) 、草千里直下のマグマだまりでと、中央火口丘
東斜面深部のシル状圧力源での収縮であると考えられるが、その収縮量が 2008 年から 2012
年にはそれ以前より減少していたことになる。ただし、期間にわたって一様に収縮量が減少していたのではなく、2009 年 7 月から 2011 年 1 月（大倉・及川、2012）14） と 2011 年 7月以降にその傾向が顕著である、最近では一部の基線に伸長が見られ、今後の火山活動を注視して行く必要があろう。
以上の観測結果をまとめたものが図 26(P143)である。阿蘇カルデラにおいては、中央火口丘の直下のシル状圧力源、その上部の流体を含む層及びさらに上部のマグマだまりの変形によるひずみ集中過程が推定された。
(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により、当地域に沈み込むフィリピン海プレー
ト、モホ面、S 波反射面の形状が精度良く推定されるとともに、地震のメカニズム解が高精度で決定された。その結果、琵琶湖西岸活断層集中帯におけるひずみ蓄積と地震発生メ
カニズムに関して、以下のような推定が得られた。沈み込むフィリピン海プレートが 60km程度となる部分から脱水した水が下部地殻に達し、下部地殻を局所的に弱化した。この地域の最大圧縮応力の方向はほぼ東西であるので、南北走向を持った下部地殻内の局所的に弱化された領域は、逆断層的な変形を行う延性的なせん断帯を形成した。この延性的なせん断帯における逆断層運動により、直上に逆断層的なひずみ集中が発生し、逆断層型の地震が卓越する。琵琶湖西岸断層帯が逆断層であることも、この延性的なせん断帯の動きによるものであると考えられる。
桜島及び姶良カルデラ周辺における地震観測及び地盤変動観測により、不均質構造と地震の震源位置の関係を検討した。姶良カルデラ下には地震波伝搬速度の低速度領域が検出され、カルデラの外になる大隅半島側及び桜島の南部は高速度領域となっている。地震は高速度から低速度に遷移する中速度領域で発生する。膨張圧力源に対応する地震波伝搬速
度の低速度領域は、マグマだまりを含む ductile な領域では地震は発生しないが、その領域の膨張が周辺の剛性の弱い領域にひずみ蓄積と破壊を引き起こすものと考えられる。今後 100 年以内に予想される大正噴火クラスの噴火に先行して有感地震を含む地震が群発することが考えられるが、地震発生とひずみ量の量的な関係を明確化することが重要である。
阿蘇カルデラ内の地震観測により、同地域の上部マントル～下部地殻の S 波速度構造を求めた。その結果、カルデラの大部分で 13km から 25km の深さに低速度領域(Vs=2.0-2.5km/s程度)が存在する事が明らかになった。この領域には 25～30%程度の水が含まれると考えられ、この層の変形が阿蘇カルデラ周辺のひずみ蓄積の一因であることが推定される。
また、GPS 観測や水準測量の結果、中央火口丘東斜面の深さ約 15km、西斜面の約 5km における膨張・収縮も阿蘇カルデラ周辺にひずみ変化を引き起こしていることが明らかになった。そのうち深部地殻変動源は低周波地震の直上に位置しており、また、その変動源上部にも低速度層が存在することから、この領域にマントルから玄武岩メルトが貫入し地殻を溶融している可能性がある。今後は P 波速度構造決定を含めた詳細な物性調査が必要であ125

る。
(d) 引用文献
1) 京都大学防災研究所, (1801) 南海トラフにおける巨大地震発生の予測高度化を目指した複合的モニタリング手法の開発, 地震・火山噴火予知研究計画平成 22 年度年次報告[機関別], http://yotikyo.eri.u-tokyo.ac.jp/h22/pdf1/1801.pdf，2010.
2) Hirose, F., J. Nakajima, and A. Hasegawa, Three-dimensional seismic velocity
structure and configuration of the Philippine Sea slab in southwestern Japanestimatedbydouble-difference

tomography,

J.

Geophys.

Res.,

113,

B09315,

doi:10.1029/2007JB005274, 2008.
3) 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.
4) 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.
5) 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.
6) Iio, Y., T. Sagiya, Y. Kobayashi and I. Shiozaki, Water-weakened lower crust andits role in the concentrated deformation in the Japanese Islands, Earth Planet. Sci.
Lett., 203, 245-253, 2002.
7) Utada, H., Y. Hamano, J. Segawa, Conductivity anomaly around the Japanese islands,
Geology and Geophysics of the Japan Sea(Japan-USSR Monograph Series, 1), 103-149,

1996.
8) Onizawa, S. et al. (2007) P-wave velocity structure of Usu volcano: Implicationof structural controls on magma movements and eruption locations, Jour. Volcanol.
Geotherm. Res., 160, 175-194.
9) Abe Y., T. Ohkura, K. Hirahara and T. Shibutani (2011), Common-conversion-point
stacking of receiver functions for estimating the geometry of dipping interfaces,
Geophys. J. Int., 185, 1305-1311, doi:10.1111/j.1365-246X.2011.05001.x.
10) Shibutani, T., T. Ueno and K. Hirahara, (2008), Improvement in the extended-time
multitaper receiver function estimation technique, Bull. Seismol. Soc. Am., 98(2),812-816, doi:10.1785/0120070226.
11) Shibutani, T., Sambridge, M., Kennett, B., 1996. Genetic algorithm inversion forreceiver functions with application to crust and uppermost mantle structure beneathEastern Australia. Geophysical Research Letters, Vol. 23, No. 14, 1829-1832.
12) Takei, Y., 2002. Effect of pore geometry on Vp/Vs: From equilibrium geometry to
crack. Journal of Geophysical Research, Vol. 107, No. B2,2043, ECV6 1-12.
13) 大倉敬宏・吉川 慎・井上寛之・宇津木充・鍵山恒臣・寺田暁彦・加納将行・由井智志・
山本圭吾・高山鐵郎・山崎友也・多田光宏・立尾有騎・松島 健・内田和也・中元真美・山下裕亮・平岡善文・三森庸里江・根本盛行（2009）：阿蘇カルデラにおける水準測量（2008126

年 9 月-10 月），第 4 回阿蘇火山の集中総合観測報告, 8-15.
14）大倉敬宏，及川純 (2012) 阿蘇火山における GPS 観測. 月刊地球, 34, 706-711.

(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

満点計画－次世代型稠密地

物理探査学会ニ

平成 24 年 5

震観測システムの開発－ュースレター，14月

青木裕晃，片尾浩，飯稠密地震観測による近畿地

京都大学防災研

平成 24 年 6

尾能久，三浦勉，中尾

方北部におけるメカニズム

究 所 年 報 ,月

愛子，米田格，澤田麻解と応力場

55(B):121-140.

堀田耕平，大倉敬宏，

開口割れ目モデルの桜島地

2012 年 地 球 惑 星

平成 24 年 5井口正人

盤変動への適用

科学連合大会月

井口正人，太田雄策，2009 年以降の桜島・姶良カル

日 本 火 山 学 会

平 成 24 年

中尾茂，園田忠臣，高デラ周辺の地盤変動

2012 年秋季大会

10 月

Iguchi, M., Tameguri,

Characteristics of

Bull. Volcanol.

平成 25 年 3

T., Ohta, Y., Ueki,

volcanic activity at

Soc.

月

S., Nakao, S.

Sakurajima volcano's Showa(in press)

飯尾能久

沙代，中尾節郎

山鐵朗，市川信夫
Japan,

58

crater during the period
2006 to 2011
安 部 祐 希 ,大 倉 敬 宏 ,澁阿蘇カルデラにおける高密度

2012 年 地 球 惑 星

平成 24 年 5

谷 拓 郎 ,平 原 和 朗 ,吉 川

地震観測網を用いたレシーバ

科学連合大会月

慎,井上寛之関数解析

大倉敬宏，及川純

阿蘇火山における GPS 観測

月刊地球, 34,

平 成 24 年

706-711.

12 月(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

127

図1

琵琶湖西岸活断層集中域におけるレシーバー関数解析を行った測線と用いた観測点

赤：稠密地震観測点、他の色：定常観測点(防災科学技術研究所の 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。

図2

レシーバー関数イメージングによる測線 I-I’の断面

128

図3

レシーバー関数イメージングによる測線 H-H’の断面

図4

レシーバー関数イメージングによる測線 G-G’の断面

129

図5

図6

レシーバー関数イメージングによる測線 F-F’の断面

レシーバー関数イメージングによるフィリピン海プレートの上面の深度。赤：本研究。青：Hirose et al.(2008)。黒矢印：G-G',F-F',H-H'測線において推定されたモホ面の段差の位置とそれらの概略位置(緑点線)。
130

図 7

レシーバー関数イメージングによるモホ面の深度と推定された段差の位置(白矢印)。

図8

琵琶湖西岸活断層集中域における地震メカニズム解の分布。赤：横ずれ断層、緑：

逆断層、白：中間型。
131

図9

琵琶湖西岸活断層集中域における S 波の反射面解析を行った測線と用いた観測点及び用いた地震(赤丸)。赤▽：稠密地震観測点、他の▽：定常観測点(防災科学技術研究所の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。

S

図 10

N

南北 D-D'測線における等間隔でトレースした反射断面。縦軸は深さ（km）、横軸はトレースの番号である。
132

図 11

南北 D-D'測線における真の位置でトレースした反射断面。縦軸は深さ（km）である。

図中の青矢印の緯度を示している。上図は全体の断面。下図は一部を拡大したもの。

133

W

図 12

E

東西 M-M'測線における等間隔でトレースした反射断面(上)とその解釈。

134

図 13

推定された S 波反射面の広がり

紫色で囲まれた領域が S 波反射面の推定範囲、橙色で囲まれた領域内は反射点の存在範囲。
赤丸は、解析に使用した地震の震央、水色は期間内に発生した地震の震央を表す。

135

図 14

琵琶湖西岸活断層集中域において推定された活断層の深部構造。

136

図 15

反射法地震探査によって得られた反射断面と推定された延性せん断帯。

137

図 16

観測点の配置。赤丸、赤四角：本研究計画、黄丸：京都大学、白丸：Hi-Net。

NW

M 0 1 2

M

5km
M

0

W

5

10

Depth (km)

5
10
図 17

Depth (km)01997-2011 (N=555)
2012(N=73)

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。

138

図 18

2

姶良カルデラ下の 3 次元速度構造と震源分布

1

伸び

桜島の地盤の伸び縮み
伸縮計
直交方向

0

x10-6

1

-1

0
伸縮計
火口方向

-1
40

ハルタ山観測坑道

2007

2008

2009

2010

2011

2012

2007

2008

2009

2010

2011

2012

2007

2008

2009

2010

2011

2012

-2

A-type

20
0
0.13
0.12
0.11
0.10
0.09
0.08

図 19

桜島島内の基線長変化（SVOG-KURG)

桜島の地盤変動（上段:伸縮計，下段：GNSS）と月別 A 型地震回数（中段）139Feb 2012 fromNov 2011

Airacaldera

1cm
10km
ONEG(固定)

図 20

GNSS により観測された桜島及び姶良カルデラ周辺の水平変動。ONEG を固定として示した。S は桜島、橙丸は GNSS 観測から求められた圧力源の位置を示す。

南岳
昭和火口

北岳
姶良カルデラ桜島の噴出物

低速度領域（カルデラ噴出物）
海底断層？
地形学的カルデラ
圧力源

中速度
領域
地震発生
領域

地震発生
領域
中速度
領域
高速度領域
（基盤）

低速度領域
（マグマを含む）

緩衝領域
圧力源

マグマ供給

図 21

桜島・姶良カルデラ周辺の地震発生のメカニズムの模式図
140

図 22

RF 解析により求められた阿蘇カルデラの S 波速度分布図(a)-(d)が東西、(e)-(f)が南北断面図である。断面図の位置は上段の地図内に示されている。上段左から 2 番目、4 番目の地図はそれぞれ深さ 10km、17km の S 波速度分布図を表
している。

図 23

2012 年に 9 月に実施された水準路線が黒の実線で GPS 観測点の一部が赤四角で示されている。2004 年から 2008 年の変動源である Sill（深さ約 15km）と Mogi ソース（深さ約 5km）の位置も示されている。灰色の曲線はカルデラリムを表す。
141

図 24

水準点 AVL1 を基準にした 1963 年以降の坊中路線における水準点の上下変動量。いずれの変動パターンもほぼ同じ形状であることから 1963 年以降はほぼ同じ変動源より上下変動がもたらされていると推測される。2012-1963 と 2008-1963 の差が 2008 年から 2012年にかけての変動量を表している。この変動量が 2008-1963 と 2004-1963 の差の 6 割程度になっていることが分かる。

図 25

AVL1-SIKM,AVL1-HOND,AVL1-KBMK 間の基線長変化 2004 年 1 月から 2012 年 11 月。

2006 年以降では四角で囲んだ期間の基線短縮率が小さくなっている。
142

図 26

阿蘇カルデラの地殻構造及び変動源の解釈図（東西断面）。阿蘇カルデラにおいては、中央火口丘の直下のシル状圧力源、浅部のマグマだまり及び広域応力場により変動がもたらされている。シル状圧力源の周囲には流体を含む低速度層(LB)が存在し、その変形によりひずみが集中している過程が推定された。

143