固体地球圏

地球の形とその
変化

月・惑星
床
氷
・
月・惑星に
氷河
よる効果
地殻変動・
地震動・
重力 etc…
大気圏・
電磁気圏
との相互
作用

地球内部の
構造・物性

火山

地球の活動
（地震・火山等）

固体地球圏
主な研究対象：・ 構造・物性の理解
・ さまざまな時間・空間スケールでの変動様式の理解・ 変動のメカニズムの解明

研究手法：
・ フィールド観測調査・室内実験→ 理解・モデル化
・ 衛星観測を含む大規模データの解析→ 理解・モデル化
・ 理論・数値シミュレーション→ 現象の数理物理的な理解・予測

主な学問分野（研究室）
測地学・活構造学・地震学・地球熱学・火山物理学

()する： Research:
Journalタイムステップ
of GeophysicalSolid Earth
10.1002/2014JB011563
3.1{𝒙𝑎 𝑙 }𝑚 を各メンバー毎に時間遷移演の解析アンサンブル
𝑉𝐺,支配方程式
𝑐はそれぞれ、プレート収束速度、剛性率、S
波速度である。本研究では G=
𝑝𝑙 ,t-1𝑖=1𝑡𝑚
断層のすべり発展シミュレーションには境界要素法的手法を用いる。すべり発展
c=3km/sとした。𝑢はセルjにおけるすべり量である。右辺第1 項は断層のすべり欠
𝑗𝑓𝑓(𝑙)時間発展させる。
Figure 1), is expected to̅infiltrate
Soil Water𝒙= ∑ 𝒙𝑡 ⁄ 𝑚
R Gravimeter ュレートする断層面を
𝑡
N
個の小断層セルに分割（離散化）する。各セル内では一様るセル i での応力変化を断層全体について足し合わせたものである。𝐾
vertically according to the following(x , y , z )E𝑖𝑗 はすべり応0

測地学（福田・宮崎・風間）

Z

hs

0

0

qz
N

φ

θ ≥ θminθmax

𝑙=1
りを仮定し、プレート収束方向のみにすべり成分を持つと仮定する。セル𝑖における(𝑙)𝑓(𝑙)Equation) [e.g., Jury𝑎(and𝑙)
1 j の単位すべりによるセルと呼ばれる、セルでの静的応力変化であり、本研究ではRichard’s(𝑙) ) i+
()
𝑓
𝑓
𝒙
=
𝑀
(𝒙
𝑡 2004]:𝑡−1= 𝒙 𝑓𝒘𝑙 𝑡−1
Horton,̅𝜺−S 𝒙SpringUnconfined Groundwater
ト沈み込み方向の剪断応力𝜏
𝑡 ] i 自身の𝑡𝑡𝑖 は次のように書ける：(1992)を用いて計算する。右辺第2 項はセル
波放射に伴う減衰応力の準動[
diﬀusion equation (the so-called

𝜕𝜃
𝜕
𝜕𝜃 𝑚
n 10.1002/2014JB011563=+ Kv (𝜃) ,Dv (𝜃)

qh
Journal of Geophysical Research:
Solid Earth

(1)

𝜕t
𝜕z
𝜕z 𝑁
hb
Impermeable Layer である(Rice, 1993)。
𝑓
𝑓 (𝑙) 𝑓(𝑙) 𝑇 𝐺
1−n
ここで、𝑙は各アンサンブルメンバーを表す。
where 𝜃 = 𝜃(x,
y, z,
t) is
the 𝜺
𝑃
~
∑
𝜺
1)
⁄(𝑚𝑉−
Sea Level𝑡𝜏𝑖 content
𝑡(𝑢
= ∑(m
𝐾3𝑖𝑗/m3 𝑗 −𝑡𝑉𝑝𝑙 𝑡) −𝑖
一方、断層面の摩擦構成則には、以下の速度状態依存摩擦則、状態変数の発展
volumetric water)
Slope−Corrected Gravity
at AVO
2𝑐
Figure1. Schematic structure of underground water. Red arrows denote𝑙=1
at position (x, y, z) andtime t,𝑗=1
40 以下のように、予報アンサンブルの標本誤差共分散行列で予報誤差共分散行
gwatertransfer(a)2004 in and on the ground. Slowness 則(Dieterich,1979;
varyingRuina,1983)を用いる：
between a minimum
30g(𝜃min ) and a maximum value (𝜃max ).
20
𝑉𝑝𝑙vertical, 𝐺, 𝑐はそれぞれ、プレート収束速度、剛性率、S
波速度である。本研究では G=する：+ ∆g
Furthermore, K (𝜃) and D (𝜃) are thepermeability (m/s) andg diﬀusivity(m2 /s), respectively, 𝜏𝑖 = 𝜇𝑖 𝜎𝑖
obs
w

10

w

阿蘇地震前後の重力変化：
火山活動静穏化による山頂付近
での質量減少を示唆v

w

10.1002/2014JB011563

2. 予報アンサンブルの更新

which
are assumed to depend exponentially on water content, 𝜃Geophysical[e.g.,R Gardner andMayhugh,10.1002/2014GL061735
Research
Letters0𝑚1958; Davidson𝑉
c=3km/sとした。𝑢はセル j におけるすべり量である。右辺第1 項は断層のすべり欠
250
260
270
280
290
300
310
320
330 𝑗
𝑉0 𝜃𝑖
𝑖
et240
al., 1969]:
𝜇
=
𝜇
+
𝑎
ln
+
𝑏
ln
(
)
30
𝑓
𝑓
𝑙
𝑖
0
𝑖
𝑖
(
)]
Residual Gravity inるセル
2004(𝑙)(b) 2006
i [での応力変化を断層全体について足し合わせたものである。𝐾
はすべり応
𝑉
𝐿𝑖
𝜃 − 𝜃min𝑖𝑗𝑜
20 Sep.01 Sep.11 Sep.21 Oct.01 Oct.11 Oct.21 Oct.31 Nov.10 Nov.20 Eruptions𝑡𝑡 (2) 0Kv (𝜃) = Kvs exp −a 1 −
20
𝑡
𝑡
𝜃
−
𝜃
←Mediummax
10min̅ = ∑ 𝒙 ⁄𝑚𝒙
タイムステップ t の各予報アンサンブルメンバーを観測値𝒚
+𝒓 と

15

0
170
∆g(t) [µGal]

g [µGal] , R [mm/hour]

Journal of Geophysical Research: Solid Earth
v

10

180

𝑓(𝑙)

𝐻𝒙𝑡
190

200

30 5(c) 2007と呼ばれる、セル
j の単位すべりによるセル
i での静的応力変化であり、本研究では
𝑙=1𝑑𝜃←Small
𝑉𝜃

𝑖
𝑖 𝑖
[ (
)]
の残差(イノヴェーション)を用いて修正する：(𝑙)= 1 − 𝑓𝑓(𝑙) 2 項はセル𝑓𝜃−𝜃(1992)を用いて計算する。右辺第
i
自身の
𝑑𝑡
𝐿
̅𝑡 𝑖 S 波放射に伴う減衰応力の準動= 𝒙𝑡 −(3) 𝒙
D (𝜃) = D exp −b 1 −
, 𝜺𝑡
𝜃
−𝜃
210

220

v

230

vs

240

←Continuous
250
260

270

←Very Smallmin←(Tilt Change)

max

280

min

←(Volcanic Sound)𝑚である(Rice,1993)。
ただし、τ
,𝜇,σはそれぞれセル𝑖における摩擦力、摩擦係数、有効法線応力、
)
(𝑙)
i
𝑖
i, 𝑎
𝑖 , 𝑏𝑖 , 𝐿𝑖values
𝑓(𝑙)
𝑓(𝑙)
𝑎(𝑙of
where
a
and
b
are
positive
constants,
and
K
and
D
are
the
maximum(m/s)
Gravity
vs
vs
10
𝑇
(𝑙)𝐾
𝒙𝑡 vertical= 𝑓𝒙(permeability(𝒚𝑜𝑡 + 𝒓𝑡 − 𝐻𝒙𝑡 )
2
𝑙) 𝑓+
−5
∆g (raw)
andthe soil is saturated(i.e., 𝜃 = 𝜃𝑓𝑡𝑡max ).
0 diﬀusivity (m /s), respectively, when
一方、断層面の摩擦構成則には、以下の速度状態依存摩擦則、状態変数の発展
𝑃𝑡 ~𝜺𝑡 2 項はすべり速度の変化に対し瞬間的に応⁄(𝑚 − 1)
ラメータ𝑎,𝐿である。式(3.3)の右辺第∆g (average)
190
200
210
220
230
240
250
260 𝑏,
270
280
290
300 ∑ 𝜺𝑡−10
Meanwhile,
groundwater,
between the unsaturated layer and an impermeable
0
10the unconfined
20
30
40
50
60 which
70 lies80−140
𝑓
Days from 2004/09/01/00:00(JST) orSlowness
則(Dieterich,1979;
(d)
2009
𝑇
𝑙=1
layer
(i.e.,
in the uppermost
saturated
layer
aquifer;
Figure: 1), is expected
toRuina,1983)を用いる：
flow horizontally𝑇
according to𝑓
directeffectであり、第2𝐾項は状態変数𝜃を介して長期的に応答する
evolution effect で
Slope
Correction
30
=
𝑃
𝐻
(𝐻𝑃
𝐻
+
𝑅)
𝑡
𝑡
𝑡
Figure 9. Residual
gravity values
in 2004 andequation
their association
withHaitjema,
volcanic activities
at Asama Volcano. Green andthefollowing
diﬀusion[e.g.,
1995]:
20
red circles represent the raw and daily average values of the gravity residual in 2004, Δg(t) (equation (17)). An arbi𝜏𝑖 = 𝜇𝑖 𝜎𝑖 (3.4)より𝜇𝑠𝑠 = 𝜇0 + (𝑎 − 𝑏) ln(𝑉/𝑉
定常状態(𝑑𝜃/𝑑𝑡0)における摩擦係数は式(3.3),[] of the daily[)average(𝑙=trary constantvalues, so
as to conformgravity ]10value was subtracted from the gravity
𝜕(𝜙the+maximumhb )10.1002/2014GL061735
𝜕(𝜙
+
hb )
𝜕𝜙
𝜕
10.1002/2014GL061735
Geophysical Research
Research
Letters
GeophysicalLetters
to 0 μGal. Blackand gray bars indicate the timesnofにはなかった𝒓
eruptionsobserved
at Asama Volcano.
AKwhite𝜕bar withgray
ここで、KFは観測誤差分布に従う乱数である。EnKF
では
=
K
𝜙
+
𝜙
+
N,
(4)
hs
hs
0
solid lines indicates
6 October, when small tilt changes
observed
km north-northeastof thesummit.
𝜕t were るから、断層面は𝑎𝜕x 2.5𝜕x
𝜕y𝑡Asama𝜕y < 0のときすべり速度増大に伴い摩擦係数が小さくなり(すべ
𝑉𝑖
𝑉0 𝜃𝑖
−
𝑏
20 observed
30 from40the foot50
80(No eruptions wereof Asama60Volcano70
then, althoughsimilar tilt changes were detected in
2.where予報アンサンブルの更新
𝜇 = 𝜇0 time
+ 𝑎t𝑖, andln + 𝑏𝑖 ln
Day of Yearassociation with eruptions on 23 September
and(JST)
28 October.) A white bar withdashed(lines
November,𝑙) indicates𝑜 graywater𝜙 = 𝜙(x, y, t) is thenonnegative pressurehead(m)
at5horizontal
position 𝑖(x, y) and𝑉0
𝐿𝑖when low volcanic
sounds were heard 4 km north-northeast of the Asama summit,
originatingfromsome volcanicに観測量の実現値𝒚+𝒓を用意する必要がある。
弱化)地震性すべりをおこし、𝑎−𝑏>0であればすべり速度増加に伴い摩擦係数が大3covered3
Figure
8. Slope-corrected
gravityvariations
at
AVO.
In
each
panel,ared
line
denotesthemodifiedhydrological
gravity𝑡activityat theAsamacrater.
(The
cause
of
the
low
volcanic
soundswasunknown
due
to
the
Asama
summit𝑡n, Khs , hb = hb (x, y), and N = N(x, y, t) are the eﬀective porosity (m /m ), saturated horizontal permeability 6()𝑜disturbances
gw (t)+ Δgassociatedcomposed
the original
gravityestimatedby clouds, (butprobably
withareeruptions
and/orof
fumarolicactivities.)
All ofdisturbances
the data on eruptions
and usingother thew (t)), which
タイムステップtの各予報アンサンブルメンバーを観測値𝒚+ 𝒓𝑡𝑙 とデー(m/s),(aresurfaceheightof theimpermeable
layer(m), andrecharge
velocityfromthe unsaturated layer𝑡Marchvolcanic activities
from
Japan
Meteorological
Agency[2013].
hydrologicalmodel
gwupper(t); green
line)
and
additionaleﬀectsof groundwater
discharge
and snow
mass loss(Δgw (t);𝑑𝜃𝑉𝜃Figure 3. (a) Coseismic
slip distribution on
11 March
2011
and
(b)
afterslip
distribution
overtheperiod
from
30
2011
𝑖
𝑖 𝑖
respectively.
Figure 6). Gray(m/s),
circlesアンサンブルの導入により、KF
represent
the gravity values observed using the FG5 absolute gravimeters (or set
gobs(t)), Zero slip in Figure 3b corresponds
to gravity;
10 September
2013.
のアルゴリズムを非線形モデルに適用可= 1to the−slip at the plate convergence rate of the Paciﬁc Plate. The𝑓(hourly𝑙) precipitation values obtained at Mine-no-chaya (R(t)). Note that a constantand blue bars show thevalue
red contours
denote the excess reverse fault slip, and the blue contours denote the slip deﬁcit. The areas enclosed by the𝑑𝑡𝐿𝑖 Miyagi-oki asperities, respectively [Yamanaka
𝐻𝒙の残差(イノヴェーション)を用いて修正する：
green
and 𝜃(x,black
3b represent
Miyagi-oki
Onceright
distributionsof the
water
and
water
head
(i.e.,y, z,in Figuret) and𝜙(x, y,thet))1978
have
7 and the 1936
shown
in we
thediscuss
lower
Figure of
5 was
from
the observed
absolute
gravityvalues,
and
the
value
of glines
Hereseveraleﬀectsmasssubtracted
distributions
associatedwith soil
volcanism[e.g.,
Furuyaet al.,
2003;
0𝑡theofspatiotemporaland Kikuchi, 2004]. The green and blue circles show selected GEONET and GPS/A stations, respectively.
(equation(14))etwasin gwby(t)al.,. solving(a)2014],
2004,in(b)
2006,
2007,
and
(d)
Del Negroal., included
2013;
Aparicioetorder
to (c)
explainphysicalmechanismof the residual
gravbeen
obtained
equations(1) theand(4),2009.
thehydrological
gravity
disturbance at the position of aity observed
at Asama Volcano
2004 (Figure 9). We alsoutilize the observed
other
ただし、τ
,σ
, 𝑎than𝑏𝑖 ,integrations
𝐿suchgravimeter(x0 , yin[e.g., Van Camp et al., 2006;
i , 𝜇data𝑖theifollowing
𝑖 , gravity,𝑖 はそれぞれセル𝑖における摩擦力、摩擦係数、有効法線応力、
0 , z0 ) can be calculated by performing
as the emission rate of volcanic gas, because each eﬀect of mass distribution cannot be isolated from the(𝑙) due to 𝑓(𝑙)(𝑙)𝑓(𝑙)Kennedyet (=al.,the2014]:𝑎observed
gravityvaluesintegral
of
all
of
mass
distributions).
Note
that
the
gravitychangeThese temporal variations in groundwater discharge
can be associated𝑏,
withthe volcanic=rock𝒙
surface + 𝐾 (𝒚𝑜2 +ラメータ𝑎,𝐿である。式(3.3)の右辺第項はすべり速度の変化に対し瞬間的に応
𝒙
𝒓
−
𝐻𝒙
)
small phreatic
eruptionsin February 2009 [Tanaka et al., 2009; Kazahaya et al., 2011] will𝑡not be discussed 𝑡
𝑡
𝑡
𝑡
𝑡
3
速度状態依存摩擦則に基づく豊後水道
LSSE
モデル
of Hotokeiwa Volcano (one of the old volcanoes buried underneath the present Asama volcano), which
gwVolcano(t) = gdid
g2 (t)during the 2009(5)
here, because significant spatiotemporal variations of mass in Asama
not+occur
1 (t)locallyoutcrops below the uppermost pumice layer because
in the valleyaround SENdata[Aramaki,1993]. As shown
event [Maeno et al., 2009; Maeda and Takeo, 2011], anddirect
ofeffectthe noisy gravity
associated withであり、第2 項は状態変数𝜃を介して長期的に応答する evolution effect で
in Appendix A, the sloping surface of an impermeable layer can generate a sudden shift of the spring20

0

2004: −0.20 [µGal/day] for t ≥ 294.3 [day]

地下水の影響を補正した重力値（浅間山）

2006: −0.20 [µGal/day] for t ≥ 197.3 [day]2007: −0.20 [µGal/day] for t ≥ 254.4 [day]

地震シミュレーションへのGPSデータの同化

2009: −0.25 [µGal/day] for t ≥ 34.3 [day]

岩石の摩擦実験から導かれた速度状態依存摩擦則に基づく、本研究で定常状態 (𝑑𝜃/𝑑𝑡 = 0)における摩擦係数は式(3.3), (3.4)より𝜇 = 𝜇 + (𝑎 − 𝑏) ln(𝑉/road construction near AVO (Figure 5d).

( Furthermore,) waterhs
position, followed by an increase in the groundwater discharge rate.
theobservedz−z0
4.1. Eﬀect of Volcanic Gas−G𝜌w of stream water𝜃(x,y, z, t)from3thedz
dxdy
height at SEN (Figure 7) can be caused by aglarge
flowinghigher1 (t) =amount
∫ can
∫h be
r
The gravity change due to mass loss of volcanic gas at the Asama∫crater+𝜙written as
spring, which is expected to recharge into the soil again and increase bthe groundwater level around SEN.
GMg mass afterzcheavy− z0 rainfall events can compensate for the
Moreover, the larger discharge of groundwater
gg = − 2⋅√, () (18)
2d compared+ (zc − z0 )2 withhb +𝜙slower decrease in the calculated gravity
gravity(Figured2the+ (zobservedc − z0 )z − z5).

(6)

𝑠𝑠

0

るから、断層面は𝑎 − 𝑏 < 0のときすべり速度増大に伴い摩擦係数が小さくなり(すべLSSE 断層の数値モデルについて述べる。

2w
Although
weshould consider the impermeable surfaceof Hotokeiwa
aroundSENAVO
in our∫ ∫ Volcano∫hb ther3 andwhere Mcraterg (< 0), d, and zc − z0 are the lost gas mass, the horizontal distance betweenhydrologicalmodel,
thealtitude
surfaceshape of
Hotokeiwa
Volcanois unknown
becauseof theSince
uppermostthick(≃ 4000 (m)),
and thediﬀerence
betweenthe craterand AVO(≃ 1000 (m)),
respectively.
theemissionrateofSO
duringthe2004
eruptionsandtheweight
ratio
of
SO
to
the
principal
volcanicgas
layer of pumice that 2has been ejected from the present Asamasummitsince 15,000 years ago [Aramaki,
2√are about
compositions
(H
O,
SO
,
CO
,
HCl,
and
H
S)
at
Asama
Volcano2500
tons/d[Ohwada
et
al.,
2013]
2
2
1963]. Meanwhile,2tomographic
results2obtained fromnotr = seismological+(the(yelectromagnetic−y0 )2 + (zduration− z0data)2 ,ofdo(8)−monthsx0 )2 andand 11.5% [Shinohara, 2013], respectively, the lost gas massover(x2.5
approximate
Figure4. Coseismic
show enough high-resolution structures in the shallow part of the Earth [Aizawa et al., 2008;
Aoki
et al., displacements and cumulative displacements due to viscoelastic relaxation at depth projected onto
the vertical section along the line connecting the three stations, 0918, MYGW, and MYGI (see Figure 1 for station
the absolute gravity observations in 2004) is calculated to be2009; Nagaoka et al., 2012]. Instead, we here explain the excess gravity decrease after
precipitation
The red arrows indicate the3 heavy
2locations.).
3 displacements due to viscoelastic relaxation induced by coseismic slip andwhere G, 𝜌w , and hs = hs (x, y) are the gravitational constant (m /(kg s afterslip)), water
density (kg/m ), and theover the period from 30 March 2011 to 10 September 2013. The blue arrows indicate the displacements due
100(−0.20 to −0.25 μGal/d; Figures
5=and
6) withsimpleof×watermass, from the ground:
6
Maltitude− 2500× respectively.
× 75 =loss− 1.6
10these(tons)(19)
slip.theThe black
triangles indicate
the observation stations. The brown line indicates the area of land. The
g and
Figure 2. Comparison of observed(blackarrows)calculated
deformation
thegroundsurface(m),equations,g1 (t)during
andto gcoseismic
areattractioneﬀects11.5 (red arrows)Inpostseismic
2 (t)period
solid
black
line
indicates the plate boundary. The green line represents the part of the fault where the coseismic slip was
Δgdverticalfrom 30 March 2011 to 10 September
2013:by(a)thehorizontal
and(b)components.
The calculated deformation
2 and3
generated
soil
water
unconfined
aquifer,over 30 m. The black
broken line shows the boundary between elastic and viscoelastic layers.
= −1.7 × 10
ΔQ
⋅ (μGal).
(m3 ∕respectively.
d).
(15)
which results in a gravity change of
gg== 𝜋L+0.15
includes the viscoelastic relaxation due to the coseismic slip andgresthe(L) viscoelastic response due to afterslip.
Figure 3. (a) Coseismic4.2.
slipEﬀects
distribution
on 11Ash
March 2011 and (b) afterslip distribution over the period from 30 March 2011of Volcanic
All Rights Reserved.
YAMAGIWAET
AL. discharge
70
In
this
equation,Δgisthegravity
decreaserate(μAsama
Gal/d)
dueconvergenceto 2004
excesswaterof Plate.
ΔQ (m3 /d), and©2014. American Geophysical Union.1265
5
d of3b
to 10
September2013.Since
Zero
slip
in50Figure
corresponds
toslipthe
at
the
plate
of thePaciﬁcKAZAMATheET
AL.
©2015.
AmericanGeophysicalUnion.
AllinRights
the
total
mass
volcanicashejectedfromcraterMalrate≃ − 1.6× 10(tons)
elastic
thicknessis setatkm
followingDiao
et theal.
[2013].
The
viscosityof isReserved.
theMaxwellbody
is set The
atgresthe(L)
isexcessthe instantaneousgravity
response(toμGal/m)toofa volcanic
water
mass
1 The
m thickness
L (m)radiusred contours
denotereversefaulttheslip,
and changethebluecontours
denotethe slipdeﬁcit.
areasby the[Yoshimoto
et al., 2005],
gravitydue
mass lossash
isof
estimated
to beenclosed
galand= + 0.015
18
9.0
× 10 Pa · s following Suito and Hirahara [1999] as a consistent value determined from previous studies atgreen and black lines in Figure 3b represent the 1978 Miyagi-oki and the 1936 Miyagi-oki asperities, respectively [Yamanaka
subduction
zones. We employ©2015.
thePlateselected
conﬁguration
given
by Nakajima
and Hasegawa [2006],
take abluePaciﬁccircles Geophysicalshow
GEONETand GPS/A
stations, respectively.
AL. Kikuchi, 2004]. The green andAmerican GeophysicalUnion.
All All
RightsReserved.
1278
KAZAMAKAZAMAET AL. ET and©2015. American
Union.
RightsReserved.
12760弱化)地震性すべりをおこし、𝑎− 𝑏 > 0であればすべり速度増加に伴い摩擦係数が大g (t)= −G𝜌 ndz dxdy(7)

6

3.1 支配方程式

南極氷床の変化を衛星
重力観測でとらえる

7

断層のすべり発展シミュレーションには境界要素法的手法を用いる。すGPSデータによる東北地震後の断層すべりと粘弾性緩和
ュレートする断層面を N 個の小断層セルに分割（離散化）する。各セル内りを仮定し、プレート収束方向のみにすべり成分を持つと仮定する。セル活構造学（林・新任准教授）
２０１６熊本地震断層トレンチ

２０１６熊本地震断層

シュードタキライト

断層帯における
地震発生の証拠

岩石の流動変形

トレンチ調査法

スラブ内地震と
高温高圧実験

地震断層の調査研究地震学（中西・久家・Enescu）
地震活動 深発地震 歴史地震

地震波形でわかる
断層のすべり伝播

b値の3次元空間分布
log10N = a-bM
a:地震活動度の高さ
b大：小さい地震が大きい地震より
動的破壊伝播相対的に多いシミュレーション

地球熱学・火山物理学（熱学施設：大倉・古川・川本・横尾）
地熱・火山現象に関する研究手法をより深めて理解する
火山を診る

n

bonkura@aso.vgs.kyoto-u.ac.jpn2015/1/13 マグマ噴火

噴煙・噴気の赤外・可視映像

電磁気観測

高圧実験

2015/4/21 ストロンボリ式噴火
火山噴出物の分析

３回生配当の固体系講義
弾性体力学（前・月２）弾性体の変形，弾性体中に起こる波動
断層すべりによる変位＝２組の偶力による変位

固体地球物理学Ａ（後・金３）
地震学と火山物理学の基礎

固体地球物理学Ｂ（後・月１）
測地学と活構造学の基礎

地球物理学のためのデータ解析法（共通・前・月３）多変量時系列データの統計解析手法
データから観測できない量を推定する方法
地球物理の他の分野はもちろん他系の勉強も積極的に！
実践データ科学入門（後期），物理，地鉱，数学など

前期：課題演習DA 水曜日３・４限，４課題各３週
１ 測地：GNSS観測とデータ解析、
衛星重力データの解析
43˚

２ 活構造：野外巡検、地震の化石の観察など

2011年3月10日 〜 2011年3月12日

42˚

41˚

40˚

39˚

2011/3/11
M9.0

日本海
溝

これを自
分でやっ
てみよう！

38˚

37˚

36˚
200 cm

水平変動

100 km

35˚
138˚

139˚

140˚

141˚

142˚

143˚

144˚

145˚

矢印は、島根県三隅(950388）
を固定局とした地震に伴う変動量を表す。

３ 地震：地震波を用いた震源決定（計算機）

これを自
分でやっ
てみよう！

４ 地球熱学：温度測定（実習はキャンパス内）

後期：課題演習DC 水曜日３・４限，１課題選択「活断層と内陸直下型地震」

花折断層破砕帯の観察「マグマから噴火まで」

地形測量

阿蘇山火口赤外
可視映像解析

「計算弾性力学」
弾性変形や弾性波動などの数値計算「桜島火山を重力観測で見る」（新企画）有馬高槻構造線
断層岩の観察

桜島へ行って重力観測を行います！

「地球の鼓動を探る」「測地技術で高さを測る」

地震計を設置

阿蘇山で地震観測→ 大学で解析★火山微動の発生源★北朝鮮核実験！（今年）白浜で測地観測→ 大学で解析
重力や地殻変動に関する勉強なども４回生：課題研究T3
測地，活構造，地震，火山・熱学から研究室（教員）を選び，自分でテーマを設定して，自ら工夫しながら研究を進める．
前期： 研究室ゼミ・固体系全体のゼミに出席
テーマ決定・論文を読む・研究に着手（大学院入試準備・就職活動）
後期： 研究室ゼミ・固体系全体のゼミに出席
研究を進め，研究室ゼミで発表
固体系ゼミで中間発表（10-12月頃）
最終発表（2月10日頃）
卒業論文
全てにおいて自主性を尊重！
（自主性がないと放置されて卒業できないことも…）

今年度の課題研究T3の題目（発表会：2/9 13:00〜 @6号館-202)
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西南日本における応力解放に伴う地殻変動の検出（測地）
津波の発生と伝播による電離圏プラズマ擾乱の数値計算（測地）
相対重力計で観測された阿蘇地域における阿蘇地震前後の重力変化（測地）
熊本地方の地震群の Rupture directivity の推定（地震）2016年熊本地震の余震におけるb値とp値の空間変化（地震）シュードタキライトの FTIR 分析（活構造）
活断層と火山の関係（活構造）
別府地域における地震波減衰構造の推定に向けて（熱学・火山）
レーザー式雨量計 Parsivel で観測された火山灰の粒径・落下速度（熱学・火山）

http://www.kugi.kyoto-u.ac.jp/
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