九州大学大学院理学研究院
附属地震火山観測研究センター年報

２０１０年度

	
 
	
 

目 次

構成メンバー・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・1
観測研究一覧・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・2
研究活動（各教官等）・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・8
おもな研究成果（学術雑誌や学会での発表）・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・26
火山噴火予知連絡会への提出資料・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・79
社会的活動・講演会・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・103
おもなセンター行事・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・105
報道記事・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・108

九州大学 大学院理学研究院 附属地震火山観測研究センター 構成メンバー
センター長

清水 洋

副センター長中田正夫*

職 員[教員] 大学院理学研究院 附属地震火山観測研究センター
教授

清水 洋 （火山物理学・地震学）

客員教授

飯尾能久 （固体地球物理学・地震学）**

准 教 授

松本 聡 （固体地球物理学・地震学）

准 教 授

松島 健 （固体地球物理学）

助

植平賢司 （固体地球物理学・地震学

教研究機関研究員

池端 慶 （岩石学・鉱物学・地球化学）* ：大学院理学研究院地球惑星科学部門 **：京都大学防災研究所地震予知研究センター 教授[事務系職員] 理学部
事務補佐員

林田 恵 （事務担当）[技術系職員] 理学部等研究教育技術支援部 付属施設技術室
付属施設技術室長・技術専門員

技官

技術専門職員 技官

福井理作 （化学分析担当）
内田和也 （地球物理観測担当）

理学部
技術補佐員

本多智江子 (地震読取担当)，片山弘子 (地震読取担当), 森 理恵子(地震読取担当)
中溝美加子（地震読取担当），山下夏樹 (WEB・事務担当)

学 生[大 学 院 生] 理学府 地球惑星科学専攻 固体地球惑星科学講座 観測地震・火山学研究分野
博士後期課程中元真美（D1），山下裕亮（D1）

修 士 課 程

栢橋志郎（M2），糸谷夏実（M2），千藏ひろみ(M1)，宮崎真大(M1)[特 別 研 究 生] 理学部 地球惑星科学科
4

年

生

武田智之

-1-

地震火山観測研究センター 観測研究一覧
常時観測（地震及び火山噴火予知のための観測研究計画）
１）地震観測
九州地域：16 点（地震予知観測点）

雲仙火山：9 点（火山噴火予知観測点）

２）地殻変動観測
雲仙火山

傾斜観測：4 点

潮位観測：1 点

地下水観測（水位、水温）：1 点

３）地球電磁気観測
雲仙火山

全磁力観測：1 点（新礫石原 2 ケ所）

臨時観測および繰り返し観測
１）地震観測雲仙火山地区：テレメータ連続観測 15 点
布田川-日奈久断層周辺：テレメータ連続観測 4 点

オフライン型観測 10 点，

福岡県西方沖地震観測：テレメータ連続観測 6 点（北海道大学・東北大学・京都大学・鹿児島大学との共同観測）
そのほか九州地域：テレメータ連続観測 12 点
新潟県中越地震観測：テレメータ連続観測 1 点
別府群発地震観測：テレメータ連続観測 1 点
大分県日田付近地震臨時観測：オフライン型観測 1 点
濃尾地震地域での集中観測：テレメータ連続観測 3 点 オフライン型観測 2 点
九州ひずみ集中帯観測：オフライン型観測 35 点
伊豆鳥島：オフライン型観測 1 点
愛媛佐多岬：オフライン型観測 1 点
霧島山（新燃岳）：テレメータ観測 3 点 オフライン観測 26 点（アレイ観測 25 点）
東北地方太平洋沖地震：テレメータ観測 5 点（北海道大学・東北大学・東京大学・名古屋大学・京都大学との共同観測）
２）海底地震観測（東大，東北大，鹿児島大などと共同）
日向灘：自己浮上型地震計による臨時観測３）地殻変動観測
九州地域

GPS：福岡県西方沖地震の連続観測 15 点
別府島原地溝帯の連続測定 9 点

そのほか

GPS：連続観測 2 点

雲仙火山

GPS：連続観測 7 点
傾斜観測：連続観測 4 点
地下水位観測：連続測定 1 点

４）地球化学観測
雲仙火山
噴気温度・成分観測：繰り返し測定
温泉成分・溶存ガス（CO2）観測：繰り返し測定（島原観測所）
-2-

阿蘇山
温泉成分・溶存ガス（CO2）観測：繰り返し測定

観測点一覧[地震観測点]
観測点名

観 測 点

緯度

経度

標高

コ ー ド

定常

データ収録

臨時

島原

SHV

32.77405

130.3609850

定常

施設内（休止中）千々石

CJA

32.78755

130.20870

88

定常

IP 回線

飯盛

IMA

32.79694

130.01171

130

定常

IP 回線

小浜

SWA

32.680９６

130.1997３

2４３

定常

IP 回線

山の寺

YTE

32.74086

130.31509

270

定常

IP 回線

池の原

IKE

32.74855

130.27509

714

定常

IP 回線

山領

YME

32.74455

130.23330

159

定常

IP 回線

岳

TKE

32.75995

130.26339

550

定常

IP 回線

平戸

hir

33.34967

129.48995

85

定常

IP 回線

野母崎

nmo

32.59826

129.78714

54

定常

IP 回線

熊本

KMP

32.81976

130.62266

150

定常

IP 回線

五木

itk

32.39910

130.77166

485

定常

IP 回線

牛深

usb

32.23631

130.02563

230

定常

IP 回線

栖本

smt

32.43269

130.31100

340

定常

IP 回線

大牟田

OMT

33.06722

130.45366

10

定常

IP 回線

背振

sbr

33.50567

130.25318

250

定常

IP 回線

鯛生

tai

33.13102130.86963

540

定常

IP 回線

中津

nkt

33.47010

131.30618

168

定常

IP 回線

福江

fuk

32.71783

128.75723

75

定常

IP 回線

富岡

tmo

32.52868

130.03244

5

定常

IP 回線

西都

sto

32.27533

131.50069

230

定常

IP 回線

佐賀関

sgs

33.23193

131.85504

100

定常

IP 回線

竹田

tkd

32.81777131.38759

751

定常

IP 回線

北九州

ktk

33.74325

130.83451

210

定常

IP 回線

新礫石原

KRE

32.78735

130.30219

349

定常

有線

春日

KSGB

33.52045

130.47830-80

準定常 IP 回線

福岡西公園

fkn

33.59830

130.37600

17準定常 IP 回線

福岡西戸崎

STZ

33.64890

130.35029-37

準定常 IP 回線

福岡高宮

fkt

33.56321130.40709

11

準定常 IP 回線

日南宮浦

NCM

31.66347

131.43672

50

準定常 IP 回線（2009 年 2 月 26 日〜，鹿大との共同）

波佐見

HSM

33.13542

129.92192

78

準定常 IP 回線

久住kju

33.05554

131.23400

930

準定常 IP 回線

上五島大平

KGOB

32.92117129.00583

5

準定常 IP 回線

瑞穂

MZH

32.81315130.26339

330

準定常 IP 回線

礫石原

KRA

32.79237

130.30827

312

準定常 IP 回線

-3-

女島

MSM

31.99400

128.35300

80

準定常 衛星回線（ダイアルアップ）

小ヶ倉

kgq

32.81900

130.05500

50

準定常 衛星回線

北郷広渡ダム

KGH

31.71422

1301.26699

280

準定常 衛星回線（2010/03/23〜，鹿大との共同）

福岡東平尾

FHH

33.59210130.46190-25

準定常 IP 回線（2010/03/15〜）

南千本木

SBE

32.77797

130.32572-55

準定常 有線

眉山東

BZA

32.77860

130.34830

166

準定常 有線

普賢 1

FG1

32.76165130.29109

1200

準定常 有線（仁田峠経由）

普賢 2

FG2

32.75516

130.28869

1040

準定常 有線（仁田峠経由）

普賢 4

FG4

32.75545

130.29419

1090

準定常 有線（仁田峠経由）

薊谷

AZM

32.75575

130.29049

1070

準定常 有線（仁田峠経由）

おしが谷上流OSGJ

32.76450

130.32660463

準定常 有線（国土交通省管理）

おしが谷下流OSGK

32.75920

130.33230

339

準定常 有線（国土交通省管理）

新中尾川

NKO2

32.77950130.32960258

準定常 有線（国土交通省管理）

岩床山

IWT

32.74420

130.30800

680

準定常 有線（国土交通省管理）

普賢池

FIK

32.76200130.29500

1326

準定常 無線（礫石原経由）休止中

霧氷沢 2

MH2

32.76100130.29400

1323

準定常 無線（礫石原経由）休止中

立岩峰

TWM

32.76200130.29400

1325

準定常 無線（礫石原経由）休止中

布田川-日奈久断層周辺観測点
八代大島

YSOQ

32.53831

130.55497

4

準定常 IP 回線

坂本

SKM

32.44805

130.63832

399

準定常 IP 回線

熊本黒髪

FRIQ

32.82366

130.73273

108

準定常 IP 回線

益城船野山

KSRQ

32.75729

130.82511

72

準定常 無線

甲佐五色山

KSGQ

32.69100130.78100

25

臨時

現地収録

宇土岩古曽

UTIQ

32.69300

130.68500

107

臨時

現地収録

小川南海東

OGMQ

32.57300

130.74800

78

臨時

現地収録

城南吉野山

JNYQ

32.72300

130.75000

35

臨時

現地収録

御船滝尾

MFTQ

32.70500

130.84200

130

臨時

現地収録

豊野中間

TNNQ

32.61500

130.76100

89

臨時

現地収録

豊野巣林

TSBQ

32.64600

130.77000

85

臨時

現地収録

宇土住吉

SMYQ

32.70800

130.58900

5

臨時

現地収録

大矢野維和

OYIQ

32.57300

130.46800

28

臨時

現地収録

八代赤松

YAKQ

32.37900

130.52700

126

臨時

現地収録

福岡警固断層周辺観測点（北海道大学・東北大学・京都大学・鹿児島大学との共同観測）
福岡相ノ島

KU.AINS

33.76127130.36957

4

準定常 衛星回線

福岡北崎２

FKKQ

33.63383

130.22136

18

準定常 IP 回線

福岡玄界島

FKG2

33.68808

130.23636

45

準定常 IP 回線

福岡小呂島

FORQ

33.86975

130.03572

62

準定常 IP 回線

福岡能古島２

TU.NJH

33.61540130.30700

5準定常 IP 回線

志賀島勝馬

FKS3

33.68201130.29095

15

準定常 IP 回線

平成 21 年大分県日田付近の地震での臨時観測点
日田大鶴

OTRQ

33.36850

130.90000

142

臨時

現地収録

平成 19 年大分県別府付近の群発地震での臨時観測点（京都大学との共同観測）
別府亀川

BKGQ

33.32600

131.49000

-4-

75

準定常

IP 回線

平成 16 年新潟県中越地震での臨時観測点（京都大学との共同観測）
山古志小松倉DP.YMKS37.30393

138.91897

213

臨時

衛星回線

伊豆鳥島での臨時観測
伊豆鳥島

TRSM

30.48100

140.29400

116

臨時

衛星回線（ダイアルアップ 2002/10〜）

濃尾地震地域（福井県大野市）での集中観測
中竜鉱山

KU.NKTT

35.87400

136.56800

510

臨時

IP 回線

大野宝慶寺

KU.ONHK

35.91200

136.46600

472

臨時

IP 回線

大野天狗岩

KU.ONTG

35.92500

136.69100

480

臨時

IP 回線

大野白馬洞

KU.ONHB

35.88000

136.75200

580

臨時

現地収録

大野寺月峠

KU.ONTZ

35.97900

136.59900

525

臨時

現地収録

九州ひずみ集中帯観測（京都大学との共同研究）
QH01

33.29500

130.93600

145

臨時

現地収録

QH02

33.25000

131.02400

250

臨時

現地収録

QH03

33.16300

130.92400

608

臨時

現地収録

QH04

33.08700

130.94200

520

臨時

現地収録

QH05

33.07300131.02600

550

臨時

現地収録

QH06

33.01800

131.07100

806

臨時

現地収録

QH07

32.95100130.91800

590

臨時

現地収録

QH09

32.80100131.01400

710

臨時

現地収録

QH10

32.74100131.09900

687

臨時

現地収録

QH11

32.82400

131.22200

759

臨時

現地収録

QH12

32.58000

131.23700

577

臨時

現地収録

QH13

32.72000

131.23800

461

臨時

現地収録

QH14

32.71000

131.35800

433

臨時

現地収録

QH15

32.58300

131.34300

550

臨時

現地収録

QH21

33.41796

131.23903

358

臨時

現地収録

QH22

33.35771

131.17664

360

臨時

現地収録

QH23

33.35230

131.33210

330

臨時

現地収録

QH24

33.23197

131.30973

542

臨時

現地収録

QH25

33.19697

131.20778

549

臨時

現地収録

QH26

33.17947

131.36084

549

臨時

現地収録

QH27

33.13227131.25538

950

臨時

現地収録

QH28

33.11834

131.19419

1031

臨時

現地収録

QH29

33.09483

131.31279

810

臨時

現地収録

QH30

33.07498

131.18575

951

臨時

現地収録

QH31

33.08944

131.56728

235

臨時

現地収録

QH32

33.05861

131.37277

552

臨時

現地収録

QH33

33.29709

131.35872

700

臨時

現地収録

QH34

32.97937

131.31031

450

臨時

現地収録

QH35

32.90754

131.51823

230

臨時

現地収録

QH36

32.88049

131.43053

335

臨時

現地収録

QH37

32.73974

131.63681

38

臨時

現地収録

QH38

32.71030

131.49401

685

臨時

現地収録

-5-

QH39

32.67507

131.61215

90

臨時

現地収録

QH51

33.00215

130.42640

55

臨時

現地収録

QH52

33.08318

130.56545

245

臨時

現地収録

愛媛佐多岬臨時観測点（東京大学との共同研究）
愛媛佐多岬

SADQ

33.35657

132.03332

88

臨時

現地収録

平成 23 年東北地方太平洋沖地震での臨時観測点（北海道大学・東北大学・東京大学・名古屋大学・京都大学との共同研究）

栗原瀬峰

KU.PKUS38.65726

141.05829

34

臨時

衛星回線

大和

E.TAIW

38.45205

140.86646

50

臨時

衛星回線

滝沢村青少年交 HU.P001

39.82555

141.08725

342

臨時

衛星回線

38.8126

141.2155

37

臨時

衛星回線

臨時

衛星回線

流の家
DP.HIZM
宮古市新里

平成 23 年霧島山（新燃岳）噴火での臨時観測点
霧島大浪池登山口

KU.KRON

31.91499

130.84027

1065

臨時

傾斜計，広帯域地震計

霧島新湯

KU.KRSY

31.89958

130.85442

935

臨時

空振計，広帯域地震計

霧島湧水木場

KU.KRYK

31.94053

130.77872

715

臨時

傾斜計，地震計

霧島国分隼人KU.KRKH

31.8033130.7745

98

臨時

現地収録

[地殻変動連続観測点]
観測点名

観測点

緯度

経度

標高

コード

定常

観測項目

臨時

島原観測所

SHV

32.77405

130.36098

50

定常

水位，水温

新礫石原

KRE

32.78735

130.30219

349

定常

傾斜，水温，全磁力(2 ケ所)，自然電位

山の寺

YTE

32.74086

130.31509

270

定常

傾斜，水温

山領

YME

32.74455

130.23330

159

定常

傾斜，水温，自然電位

池の原

IKE

32.74855

130.27509

714

定常

傾斜，水温，雨量

島原外港—

32.76669

130.37268

0

定常

潮位

雲仙井戸

UNWL

32.74600

130.26200

680

臨時

水位

眉山東

BZA

32.77800

130.35000

180

臨時

傾斜 休止中薊谷

AZM

32.75500

130.29000

1070

臨時

傾斜 休止中普賢 1

FG1

32.76100130.29100

1200

臨時

傾斜 休止中緯度

経度

標高[GPS 連続観測点]
観測点名

観測点

備考

コード
雲仙地域の GPS 連続観測点
島原観測所

SHV1

32.77363

130.36130

59

仁田峠

NIT0

32.75030

130.28547

1101

猿葉山

SAR1

32.77446

130.19214

277

北串

KIT1

32.69697

130.18826

165

礫石原

KRA1

32.79224

130.30880

317

休止中

飯盛

IMA1

32.79694

130.01111

135

休止中

天草富岡

AMK0

32.52861

130.03250

40-6-福岡警固断層周辺の GPS 連続観測点
福岡箱崎

QUS0

33.62611

130.42583

15

福岡小呂島

FOR0

33.86928

130.03622

64

福岡玄界島

GNK1

33.68333

130.23500

8

福岡北崎

KSPS

33.63361

130.22306

16

福岡能古島

NKSM

33.61556

130.30833

71

福岡志賀島

SKSM

33.66194130.30806

16

福岡高宮

FKT0

33.56361

130.40667

63

福岡西公園

FKN0

33.59861

130.37667

34

福岡粕屋

QUAF

33.61667

130.46111

13

福岡篠栗

QUAE

33.63722

130.51806

72

福岡筑紫東

FCH0

33.45410

130.55490

106

福岡田村

FTM0

33.54172130.33015

63

福岡宇美

FUM0

33.56730

130.53029

124

福岡相島

FAI0

33.76037

130.37070

10

休止中

福岡西戸崎

FSTZ

33.64790

130.35210

8

休止中

北大・鹿大共同観測

別府島原地溝帯の GPS 連続観測点（鹿児島大学・京都大学との共同観測）
日之影町八戸小HYAT32.6220131.4349

165

IP 携帯回線

五ヶ瀬町鞍岡小GKRK32.6466131.1663

630

IP 携帯回線（2009/12/14〜2010/08/26）

美里町励徳小

MRTK

32.6387130.9217

250

IP 携帯回線豊野

TYN0

32.6359130.7515

82

高森町草部中

TKSB

32.7848131.2145641

阿蘇市深葉分校

AFKB

33.0075

130.9760

800

竹田尾平

TKOB

32.8204

131.3831

620（2010/06/29〜2010/08/18）

由布市阿南小

YANN

33.1863131.4527120

IP 携帯回線

別府唐木山

BKRK

33.3882

131.4864

550

別府亀川

BKG0
その他の地域

伊豆鳥島

TRS230.4844140.2897

134

休止中

サイパン

EMO0

15.2150145.7517260(東大との共同観測)

-7-

研究活動

清水 洋

現在の研究テーマ
わが国の地震予知研究計画および火山噴火予知計画，地震調査研究推進本部の施策等に基づき，地震および火山噴火に関する以下のような観測研究を実施している．
1) 雲仙火山の噴火準備過程に関する研究
雲仙火山のマグマ上昇・蓄積過程を明らかにすることをめざして，地震・地殻変動・重力などの地球物
理的諸観測に基づく研究を行っている．これらの各種地球物理観測データ等に基づいて，雲仙火山のマグマ供給系モデルの精密化に取り組んでいる．
2) 伸張場島弧の地震準備過程に関する研究
微小地震観測網や臨時地震観測による地震データを用いて，伸張場が卓越する九州の地震活動の特徴や起震応力場，地殻・上部マントル構造等の研究を主に行っている．特に内陸地震に関しては，
熊本県の日奈久断層帯や大分県の別府万年山断層帯において臨時地震観測を実施し，活断層で発生する内陸地震の特性について調査している．また，2005 年福岡県西方沖地震の発生以降，福岡県西方沖地震の震源域周辺における臨時地震観測を継続するとともに，警固断層帯の観測を強化して断層近傍の不均質構造・応力場および断層への応力集中過程に関する研究を推進している．
3) 火山活動度評価および火山体構造に関する研究
全国の活動的な火山における集中総合観測や構造探査，さらに火山噴火時の緊急観測を他大学と共同で実施し，火山の活動度評価や活動推移予測のための研究を推進している．

発表論文[a] レフェリーのある論文
Saiga, A., S. Matsumoto, K. Uehira, T. Matsushima, and H. Shimizu, Velocity structure in the crust
beneath the Kyushu area, Earth Planets Space, Vol. 62, No.5, 449-462, 2010.
Mochizuki, K., K. Nakahigashi, A. Kuwano, T. Yamada, M. Shinohara, S. Sakai, T. Kanazawa K.
Uehira, and H. Shimizu, Seismic characteristics around the fault segment boundary of the historicalgreat earthquakes along the Nankai Trough revealed by repeated long-term OBS observations,Geophysical Research Letters, Vol.37, L09304, doi:10.1029/2010GL042935, 2010.
筒井智樹・井口正人・為栗 健・上田義浩・大島弘光・植木貞人・大湊隆雄・及川 純・市原美恵・野上
健治・中道治久・大倉敬宏・清水 洋・宮町宏樹・八木原 寛・前川徳光・堀川信一郎・吉川 慎・園田
忠臣・平野舟一郎・末峯宏一・林 乾太・加藤幸司・長尾 潤・池亀孝光・松末伸一・五藤大仁・河野太亮・梁田高広・田中窓香・渡辺竜一・長岡 優・前原祐樹・吉田沙由美・小林由美・栢橋志郎，桜島
火山における反復地震探査（一回目），京都大学防災研究所年報，第 53 号 B，241-259，2010.
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜-8-

鉱山における３成分地震計アレイ観測，九大理研報（地球惑星），22, 4，1－8，2011．
[b] レフェリーのない論文，著書
清水 洋，雲仙普賢岳，砂防と治水，Vol.43，No.1，77-78，2010.
日本地質学会編（清水 洋：分担執筆），日本地方地質誌「九州・沖縄地方」，朝倉書店，619pp，2010．
九州大学地震火山観測研究センター，阿蘇火山における地球化学的観測，火山噴火予知連絡会会
報，第 105 号，153-155，2011.
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況，火山噴火予知連絡会会報，第 105 号，
156-160，2011.

学会講演発表Matsumoto, S., S. Nakao, A. Saiga, H. Shimizu, K. Uehira, and, T. Matsushima, Stress field in the
middle part of Kyushu, Japan and detecting weak zone in the crust, EGU General Assembly 2010,
2-7 May 2010, Vienna, Austria.
Parithusta, R., S. Matsumoto, and H. Shimizu, Spatial variation of attenuation factor in subduction
zone of Philippine Sea slab around Kyushu Island Japan, EGU General Assembly 2010, 2-7 May
2010, Vienna, Austria.
山下裕亮・清水 洋・後藤和彦，相似地震から推定した 1996 年種子島東方沖地震(Mw6.5)後の準静的
すべり，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS011-P15.
山下裕亮・清水 洋・後藤和彦，日向灘における相似地震活動と準静的すべり (2)，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS013-P17.
中元真美・松本 聡・松島 健・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水 洋，2005
年福岡県西方沖地震の震源域周辺における散乱体の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS018-09．
松本 聡・大倉敬宏・千藏ひろみ・清水 洋・植平賢司・松島 健・井上寛之・吉川 慎・安部祐希・中元
真美・正木喜啓・宮崎真大・中尾 茂，九州中部における応力場と地殻 Weak zone 検出の試み，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SCG088-11．
雑賀 敦・松本 聡・植平賢司・松島 健・加藤愛太郎・平田 直・清水 洋，九州山地下の地殻深部に見られる地震波低速度異常，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SIT035-P02．
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS021-P04．
植平賢司・八木原 寛・山田知朗・馬越孝道・中尾 茂・小林励司・後藤和彦・宮町宏樹・望月公廣・中東和夫・篠原雅尚・金沢敏彦・日野亮太・合田政次・清水 洋，海陸地震観測データから求めた日向
灘南部の応力場，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，STT075-P03.
井口正人・筒井智樹・植木貞人・野上健治・大久保修平・森 俊哉・中道治久・大倉敬宏・清水 洋・宮町宏樹・中川光弘・嶋野岳人，桜島火山における多項目観測に基づく火山噴火準備過程解明のための研究（序報），地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SVC063-01.
望月公廣・中東和夫・桑野亜佐子・山田知朗・篠原雅尚・酒井慎一・金沢敏彦・植平賢司・清水 洋，東南海・南海巨大地震断層境界周辺の地殻構造と地震活動のセグメンテーション，地球惑星科学関連
学会 2010 年合同大会，SSS027-03.
Saiga, A., H. Shimizu, T. Matsushima, S. Matsumoto, and K. Uehira, Imaging of the Magma Supplying
System of Unzen Volcano, Cities on Volcanoes 6, May 31 – June 4, Tenerife, Spain, 2010.
清水 洋，別府−島原地溝帯における地震活動と火山活動の相互作用の研究，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
山下裕亮・清水 洋・後藤和彦, Small repeating earthquake activity and interplate quasi-static slips in-9-the Hyuga-nada, SW Japan，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
Yamashita Y., H. Shimizu, and K. Goto, Spatio-Temporal Variation of Interplate Quasi-Static Slip
Before-and-After the M7-class Interplate Earthquakes in the Hyuga-nada, SW Japan, The 7th
Annual Meeting of the Asia Oceania Geosciences Society (AOGS2010), SE18-A018, 5-9 July 2010,
Hyderabad, India.
清水 洋，地球物理観測研究から推定される雲仙火山浅部の構造とマグマ供給系，平成新山ミューオ
ンラジオグラフィセミナー（2010 年 7 月 14 日，東京大学地震研究所）．
松本 聡・植平賢司・松島 健・清水 洋，2005 年福岡県西方沖地震と不均質構造，「地殻ダイナミクスの総合的理解：地球物理学と物質科学の知見の総合」（2010 年 7 月 24-25 日，東京大学地震研究所）．
長井大輔・松島 健・清水 洋・杉本伸一・寺井邦久，雲仙火山を活用した火山・防災教育とジオパーク，
日本火山学会 2010 年秋季大会，P45.
安部祐希・大倉敬宏・澁谷拓郎・平原和朗・清水 洋，レシーバ関数解析による別府島原地溝西部の地
殻構造，日本火山学会 2010 年秋季大会，P44.
清水 洋，大学の火山観測研究の基盤整備に対する最近の取り組みについて，「火山防災シンポジウ
ム –あすの火山観測体制と火山防災を考える-」（2010 年 10 月 8 日，京都大学）．
雑賀 敦・松本 聡・植平賢司・松島 健・加藤愛太郎・平田 直・清水 洋，九州地域の地殻の地震波
速度構造，第 887 回東京大学地震研究所談話会（2010 年 10 月 22 日）．
松本 聡・植平賢司・松島 健・清水 洋，福岡県西方沖地震の余震発震機構特性と応力場モデル化の試み，日本地震学会 2010 年秋季大会，D12-02.
山下裕亮・清水 洋・後藤和彦，相似地震解析から推定された日向灘プレート境界における準静的す
べりの時空間変化，日本地震学会 2010 年秋季大会，D12-03.
中元真美・松本 聡・松島 健・池端 慶・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水洋，地震計アレイ観測による 2005 年福岡県西方沖地震の震源域における散乱体分布の推定，日本
地震学会 2010 年秋季大会，A22-07.
望月公廣・中東和夫・山田知朗・篠原雅尚・酒井慎一・金沢敏彦・植平賢司・清水 洋，長期海底地震
観測と陸上定常観測の統合トモグラフィー解析による東南海・南海地震震源境界域における地震活
動と地震波速度構造，日本地震学会 2010 年秋季大会，A21-06.
Yamashita, Y., H. Shimizu, and K. Goto, Spatio-temporal variation of interplate quasi-static slip inthe Hyuga-nada region, SW Japan subduction zone, 8th ASC General Assembly, 8-10 November
2010, Hanoi, Vietnam.
Uehira, K., H. Yakiwara, T. Yamada, K. Umakoshi, S. Nakao, R. Kobayashi, K. Goto, H. Miyamachi,
K. Mochizuki, K. Nakahigashi, M. Shinohara, T. Kanazawa3, R. Hino, M. Goda, and H. Shimizu,
Spatial heterogeneity of the structure and stress field in Hyuga-nada region, southwest Japan,
deduced from onshore and offshore seismic observations, 2010 AGU Fall Meeting, 13-17 December
2010, San Francisco, USA.
清水 洋，別府-島原地溝帯における地震活動と火山活動の相互作用の研究，「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」平成 22 年度成果報告シンポジウム（2011 年 3 月 3〜4 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 2 月〜2010 年 5 月），第 116 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 6 月 16 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，阿蘇火山における温泉観測，第 116 回火山噴火予知連絡会（2010 年 6 月 16 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 6 月〜2010 年 9 月），第 117 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 10 月 13 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，阿蘇火山における温泉観測，第 117 回火山噴火予知連絡会（2010 年 10 月 13 日）．

-10-九州大学地震火山観測研究センター，霧島山（新燃岳）火口西南西３km（新湯付近）における地震計
アレイ観測，火山噴火予知連絡会 拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山（新燃岳）における広帯域地震・空振・傾斜観測について，火山噴火予知連絡会 拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 10 月〜2011 年 1 月），第 118
回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，阿蘇火山における温泉観測，第 118 回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山新燃岳調査観測報告，第 118 回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．

研究助成
文部科学省科学研究費・特別研究促進費，分担（代表：中田節也）， 「２０１１年霧島火山（新燃岳）噴火に関する総合研究」，平成 22-23 年度.
防災科学技術研究所・受託研究，分担（代表：松本 聡），「伸張場における歪集中メカニズムに関する研究」，平成 19-24 年度．
京都大学防災研究所・共同研究，分担（代表：筒井智樹），「桜島火山における反復人工地震実験によるマグマ移動の経時追跡研究」，平成 22 年度．

所属学会
日本火山学会，日本地震学会，American Geophysical Union，IAVCEI，長崎県地学会, 日本地球惑星科学連合

学外委嘱委員、併任、学会関係（学会役員、学会講演会司会等）、学外集中講義等
地震調査研究推進本部・地震調査委員会委員，地震調査研究推進本部・地震調査委員会 地震活動の予測的な評価手法検討小委員会委員，科学技術・学術審議会臨時委員（測地学分科会），科学技術・学術審議会研究計画・評価分科会 防災分野の研究開発に関する委員会委員，科学技術・学術審
議会測地学分科会地震火山部会 観測研究計画推進委員会主査，日本地球惑星科学連合・固体地球科学セクションサイエンスボード，東京大学地震研究所 地震・火山噴火予知研究協議会委員，火山噴火予知連絡会委員，火山噴火予知連絡会・火山観測体制等に関する検討会座長，火山噴火予知連絡会・霧島山（新燃岳）総合観測班幹事，日本地震学会代議員，日本火山学会各賞選考委員会委員，日本火山学会国際委員会委員，地球惑星科学委員会 IUGG 分科会 IAVCEI 小委員会委員，東京大学地震研究所協議会協議員，京都大学防災研究所附属火山活動研究センター・運営協議会委員，
防災科学技術研究所・火山観測整備網に関する検討委員会委員，長崎県地学会長，財団法人雲仙
岳災害記念財団評議員，第 5 回ジオパーク国際ユネスコ会議組織委員会幹事および実行委員会募金部会長，島原半島ジオパーク推進連絡協議会委員，雲仙岳・眉山地域治山対策検討委員会委員，雲仙岳災害記念財団 防災教育推進委員会委員，雲仙岳災害記念館あり方検討委員会委員，普賢岳周辺地域の活用に関する委員会委員，雲仙普賢岳溶岩ドーム崩落に関する危険度評価検討委員会委員
2010 年 4 月 12 日
2010 年 7 月 25 日
2010 年 8 月 5 日「JICA 火山学・総合土砂災害対策コース研修」 講師
島原半島ジオツアー「親子普賢岳登山」 野外講師
「平成 22 年度長崎県小学校社会科研究大会」 記念講演-11-

2010 年 8 月 27 日
「平成 22 年度 キャンプ砂防 in 雲仙」 講師
2010 年 10 月 8 日 「火山防災シンポジウム 活火山の監視監督体制と火山情報のあり方を考える」 講
演・パネリスト
2010 年 10 月 23 日 「長崎県防災推進員養成講座（長崎県佐世保市）」 講師
2010 年 11 月 13 日 「長崎県防災推進員養成講座（長崎市）」 講師
2010 年 11 月 13 日 「火山セミナー in Unzen」 講演・パネリスト
2010 年 11 月 18 日 「平成 22 年度 都道府県指定都市教育センター所長協議会 地学部会（第 48 回）
研究協議会及び研究発表会」 講演2010 年 11 月 25 日 「長崎県高校理科（物理，地学）教員研修」 講師
2011 年 3 月 3-4 日 「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」平成 22 年度成果報告シンポジ
ウム 実行委員長

海外出張・研修2010 年 5 月 29 日〜6 月 8 日 スペイン・テネリフェ（国際会議への参加・研究発表）

研究集会や講演会等の開催
2010 年 7 月 1-2 日「別府島原研究会」開催 （場所：九州大学地震火山センター新館）

松本 聡

現在の研究テーマ
内陸地震発生域および火山地域の地殻不均質構造
内陸地震発生には数百メートルスケールの短波長不均質構造が大きく影響していると考えられる．また,火山地帯においても噴火にいたる火道やマグマだまりは強い不均質として存在し，これらの分布形態を知ることが噴火のメカニズム解明のために必須である．この不均質構造は地震記象に散乱波および反射波としてその影響が現れる．この散乱波・反射波の特徴を詳細に調べることが不均質構造を求めるた
めの鍵となることから，現在のテーマは 1）地震計アレイ観測に基づく反射波・散乱波の検出，2）不均質構造の空間分布推定，3）不均質強度推定法の開発である．

発表論文[a] レフェリーのある論文
Saiga, A., S. Matsumoto, K. Uehira, T. Matsushima, and H. Shimizu, Velocity structure in the crust
beneath the Kyushu area, Earth Planets Space, Vol. 62, No.5, 449-462, 2010.
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜鉱山における３成分地震計アレイ観測，九大理研報（地球惑星），22 巻 4 号，1－8 頁，2011 年 3 月-12-

[b] レフェリーのない論文，著書
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況，火山噴火予知連絡会会報，第 105 号，
156-160，2011.

学会講演発表Matsumoto, S., S. Nakao, A. Saiga, H. Shimizu, K. Uehira, and, T. Matsushima, Stress field in the
middle part of Kyushu, Japan and detecting weak zone in the crust, EGU General Assembly 2010,
2-7 May 2010, Vienna, Austria.
Parithusta, R., S. Matsumoto, and H. Shimizu, Spatial variation of attenuation factor in subduction
zone of Philippine Sea slab around Kyushu Island Japan, EGU General Assembly 2010, 2-7 May
2010, Vienna, Austria.
松本 聡・大倉敬宏・千藏ひろみ・清水 洋・植平賢司・松島 健・井上寛之・吉川 慎・安部祐希・中元
真美・正木喜啓・宮崎真大・中尾 茂，九州中部における応力場と地殻 Weak zone 検出の試み，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SCG088-11．
松本 聡・松島 健・平野憲雄・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜鉱山における３成分地震計アレイ観測，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，STT073-P03．
中元真美・松本 聡・松島 健・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水 洋，2005
年福岡県西方沖地震の震源域周辺における散乱体の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS018-09．
雑賀 敦・松本 聡・植平賢司・松島 健・加藤愛太郎・平田 直・清水 洋，九州山地下の地殻深部に見られる地震波低速度異常，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SIT035-P02．
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS021-P04．
Saiga, A., H. Shimizu, T. Matsushima, S. Matsumoto, and K. Uehira, Imaging of the Magma Supplying
System of Unzen Volcano, Cities on Volcanoes 6, May 31 – June 4, Tenerife, 2010.
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
松本 聡・植平賢司・松島 健・清水 洋，2005 年福岡県西方沖地震と不均質構造，「地殻ダイナミクスの総合的理解：地球物理学と物質科学の知見の総合」（2010 年 7 月 24-25 日，東京大学地震研究所）．
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李 哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜
鉱山アレイ観測に基づく不均質構造の推定，東京大学地震研究所研究集会「リソスフェアの短波長
不均質性のイメージングとモニタリングに関する研究の高度化-地震発生帯の構造の時空間変化の解明に向けて-」（2010 年 9 月 14-15 日，東京大学地震研究所）．
雑賀 敦・松本 聡・植平賢司・松島 健・加藤愛太郎・平田 直・清水 洋，九州地域の地殻の地震波
速度構造，第 887 回東京大学地震研究所談話会（2010 年 10 月 22 日）．
松本 聡，突発内陸地震後の観測計画（警固断層を例にして），東京大学地震研究所研究集会「新たな地殻活動観測の展開」（2010 年 9 月 29-30 日）．
松本 聡・植平賢司・松島 健・清水 洋，福岡県西方沖地震の余震発震機構特性と応力場モデル化の試み，日本地震学会 2010 年秋季大会，D12-02.
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李 哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜
鉱山地震計アレイ観測による濃尾地震断層周辺域の地殻内散乱体分布の推定，日本地震学会
2010 年秋季大会，P2-14.
中元真美・松本 聡・松島 健・池端 慶・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水-13-

洋，地震計アレイ観測による 2005 年福岡県西方沖地震の震源域における散乱体分布の推定，日本
地震学会 2010 年秋季大会，A22-07.
松本 聡，内陸地震断層およびセグメント境界での不均質構造とひずみ集中機構の解明，「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」平成 22 年度成果報告シンポジウム（2011 年 3 月 3〜4 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 2 月〜2010 年 5 月），第 116 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 6 月 16 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 6 月〜2010 年 9 月），第 117 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 10 月 13 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山（新燃岳）火口西南西３km（新湯付近）における地震計
アレイ観測，火山噴火予知連絡会 拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山（新燃岳）における広帯域地震・空振・傾斜観測について，火山噴火予知連絡会 拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 10 月〜2011 年 1 月），第 118
回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山新燃岳調査観測報告，第 118 回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．

研究助成
防災科学技術研究所・受託研究，代表，「伸張場における歪集中メカニズムに関する研究」，平成19-24 年度．
東京大学地震研究所・研究集会，代表，「新たな地殻活動観測の展開」，（2010 年 9 月 29-30 日）.

所属学会
日本地震学会，日本火山学会，物理探査学会，日本地球惑星科学連合

学外委嘱委員、併任、学会関係（学会役員、学会講演会司会等）、学外集中講義等
地震予知連絡会委員
日本地震学会代議員
東京大学地震研究所 地震・火山噴火予知研究協議会 予算委員会 委員
東京大学地震研究所 地震・火山噴火予知研究協議会「地震準備過程」計画推進部会 委員
地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会 座長（2010 年 5 月 28 日）

海外出張・研修2010 年 4 月 29 日〜5 月 11 日 オーストリア（国際学会への参加・研究発表）
2010 年 10 月 1〜7 日 ニュージーランド（研究打合せおよび地震観測）

研究集会や講演会等の開催
2010 年 7 月 1-2 日 「別府島原研究会」開催 （場所：九州大学地震火山センター新館）
2010 年 9 月 29-30 日 東京大学地震研究所・研究集会「新たな地殻活動観測の展開」，代表

-14-

松島 健

現在の研究テーマ
1) 雲仙普賢岳噴火の測地学的研究
雲仙普賢岳の噴火に伴う普賢岳山体や溶岩ドームおよびその周辺の地殻変動を傾斜計，ＧＰＳ，水準
測量で観測し，マグマの噴出および冷却過程を研究している．
2) 火山噴火予知の基礎研究
全国各地の火山地域でＧＰＳや傾斜計，水準測量による地殻変動の観測，重力の測定を実施し，火山噴火予知のための基礎的調査研究を実施している．2002 年 8 月に噴火した伊豆・鳥島火山においては，衛星携帯電話を用いた連続地震観測を実施するとともに，GPS 繰り返し観測点など，噴火後の火山活動の調査研究を実施している．また 2011 年 1 月末に活動が活発化した霧島連山新燃岳においても，
広帯域地震計や傾斜計，空振計，GPS などを設置し，火山噴火現象を正確に把握し，今後の噴火予知に結びつけるための研究を行っている．これらの観測研究結果は，逐次火山噴火予知連絡会にも報告され，火山活動を予測する重要な判断材料となっている．
3) 内陸で発生する地震のメカニズム研究
微小地震観測や GPS による地殻変動観測を実施し，内陸で発生する地震のメカニズム研究を行っている．1999 年 10 月から熊本県中部の布田川-日奈久断層系付近で群発地震が発生しており，臨時観測点を設置して微小地震を観測している．また 2011 年 3 月に発生した東北地方太平洋沖地震においても全国の大学・研究機関との共同で臨時の地震観測点を設置し，活発な余震活動を観測研究している．地殻の歪速度が大きく，微小地震も多数発生している福井・岐阜県にまたがる濃尾断層系においても，全国の大学と共同で高感度地震観測を実施している．
4)福岡県西方沖地震および警固断層の研究
2005 年に発生した福岡県西方沖を震源とする地震にともなう余震活動は現在も続いており，さらに南延長部の警固断層での M7 クラスの地震の発生も懸念されている．地震発生直後から全国の大学研究者と共同で実施した地震観測や GPS 観測を現在も継続している。さらに地下地震計を増設するなどの観測態勢の高精度化につとめ，地震の発生メカニズム解明や，今後の余震活動や警固断層への影響について研究を続けている．

発表論文[a] レフェリーのある論文
松島 健・大湊隆雄・小園誠史・鈴木雄治郎・風早竜之介・三浦大助・宝田晋治・伊藤英之・齋藤武士・
金子隆之，第 6 回火山都市国際会議 参加報告，火山，55，6，261-271，2010.
Saiga, A., S. Matsumoto, K. Uehira, T. Matsushima, and H. Shimizu, Velocity structure in the crust
beneath the Kyushu area, Earth Planets Space, Vol. 62, No.5, 449-462, 2010.
山本圭吾・園田忠臣・高山鐵朗・市川信夫・大倉敬宏・吉川 慎・井上寛之・松島 健・内田和也，桜島
火山周辺における水準測量（2009 年 11 月および 2010 年 4 月），京都大学防災研究所年報， 53 B，
227-232，2010.
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久．中竜
鉱山における３成分地震計アレイ観測. 九州大学大学院理学研究院研究報告「地球惑星科学」,22-15-

4, 1-8，2011[b] レフェリーのない論文，著書
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況，火山噴火予知連絡会会報，第 105 号，
156-160，2011.

学会講演発表Matsumoto, S., S. Nakao, A. Saiga, H. Shimizu, K. Uehira, and, T. Matsushima, Stress field in the
middle part of Kyushu, Japan and detecting weak zone in the crust, EGU General Assembly 2010,
2-7 May 2010, Vienna, Austria.
山本圭吾・園田忠臣・高山鐵朗・市川信夫・大倉敬宏・吉川 慎・井上寛之・松島 健・内田和也，水準測量による桜島火山および姶良カルデラ周辺域の地盤変動（2007 年〜2009 年），地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SVC063-16．
中元真美・松本 聡・松島 健・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水 洋，2005
年福岡県西方沖地震の震源域周辺における散乱体の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS018-09．
松本 聡・大倉敬宏・千藏ひろみ・清水 洋・植平賢司・松島 健・井上寛之・吉川 慎・安部祐希・中元
真美・正木喜啓・宮崎真大・中尾 茂，九州中部における応力場と地殻 Weak zone 検出の試み，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SCG088-11．
糸谷夏実・松島 健，雲仙地域における微動 H/V スペクトル比を用いた地盤構造推定，地球惑星科学
関連学会 2010 年合同大会，SSS016-P11．
雑賀 敦・松本 聡・植平賢司・松島 健・加藤愛太郎・平田 直・清水 洋，九州山地下の地殻深部に見られる地震波低速度異常，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SIT035-P02．
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS021-P04．
松本 聡・松島 健・平野憲雄・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜鉱山における３成分地震計アレイ観測，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，STT073-P03．
中尾 茂・松島 健，Bernese ver. 5.0 を使った九州 GPS 観測網と GEONET の自動解析システム，地球
惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS014-P01．
松島 健・渡邉篤志・田部井隆雄・及川 純，干渉 SAR 解析を用いた降下火山灰層厚の推定について，
地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，STT072-P13．
鷺谷 威・伊藤武男・高橋浩晃・三浦 哲・太田雄策・加藤照之・竹内 章・宮崎真一・田部井隆雄・松島健・中尾 茂・棚田俊收・原田昌武・奥田 隆・堀川信一郎・河野裕希，日本海東縁ひずみ集中帯における GPS 稠密観測（序報），地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SCG088-P17．
高橋 浩晃・田村良明・三浦 哲・加藤照之・原田昌武・本多 亮・浅井康広・大久保 慎人・伊藤武男・
鷺谷 威・加納靖之・松島 健・中尾 茂，全国のひずみ・傾斜計で記録されたチリ地震の地震波と津波，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，MIS050-P14.
Matsushima, T., A. Watanabe, J. Oikawa, and T. Tabei, Estimation of Thickness of Volcanic Ash Falls
using In-SAR Analysis, Cities on Volcanoes 6, May 31 – June 4, Tenerife, 2010.
Saiga, A., H. Shimizu, T. Matsushima, S. Matsumoto, and K. Uehira, Imaging of the Magma Supplying
System of Unzen Volcano, Cities on Volcanoes 6, May 31 – June 4, Tenerife, Spain, 2010.
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
松本 聡・植平賢司・松島 健・清水 洋，2005 年福岡県西方沖地震と不均質構造，「地殻ダイナミクスの総合的理解：地球物理学と物質科学の知見の総合」（2010 年 7 月 24-25 日，東京大学地震研究所）．
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉-16-

慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李 哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜
鉱山アレイ観測に基づく不均質構造の推定，東京大学地震研究所研究集会「リソスフェアの短波長
不均質性のイメージングとモニタリングに関する研究の高度化-地震発生帯の構造の時空間変化の解明に向けて-」（2010 年 9 月 14-15 日，東京大学地震研究所）．
松島 健，伊豆鳥島火山の火山活動について 2010 年上陸調査の結果，日本火山学会 2010 年秋季大会，B10．
長井大輔・松島 健・清水 洋・杉本伸一・寺井邦久，雲仙火山を活用した火山・防災教育とジオパーク，
日本火山学会 2010 年秋季大会，P45．
雑賀 敦・松本 聡・植平賢司・松島 健・加藤愛太郎・平田 直・清水 洋，九州地域の地殻の地震波
速度構造，第 887 回東京大学地震研究所談話会（2010 年 10 月 22 日）．
松本 聡・植平賢司・松島 健・清水 洋，福岡県西方沖地震の余震発震機構特性と応力場モデル化の試み，日本地震学会 2010 年秋季大会，D12-02.
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李 哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜
鉱山地震計アレイ観測による濃尾地震断層周辺域の地殻内散乱体分布の推定，日本地震学会
2010 年秋季大会，P2-14.
糸谷夏実・松島 健，島原半島地域における微動 H/V スペクトル比を用いた地盤構造推定，日本地震学会 2010 年秋季大会，P2-83.
中元真美・松本 聡・松島 健・池端 慶・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水洋，地震計アレイ観測による 2005 年福岡県西方沖地震の震源域における散乱体分布の推定，日本
地震学会 2010 年秋季大会，A22-07.
中尾 茂・松島 健・大倉敬宏，別府島原地溝帯および周辺における GPS 稠密観測，日本地震学会
2010 年秋季大会，P2-45.
Itoya, N. and T. Matsushima, Estimation of subsurface structure using microtremor H/V spectral ratio
in the Shimabara peninsula, 2010 AGU Fall Meeting, 13-17 December 2010, San Francisco, USA.
中尾 茂・松島 健・大倉敬宏，GPS 稠密観測による別府島原地溝帯とその周辺における地殻変動，日
本測地学会第 114 回講演会．
松島 健，新世代通信データ伝送システムの開発，「地震・火山噴火予知研究協議会 新たな観測技
術開発部会 成果報告会」（2011 年 2 月 18 日）．
松島 健，遠隔地（離島・極地を含む）での地震火山観測技術，「青い地球と白い大陸の地震学」- 南
極域の固体地球振動特性と不均質構造・ダイナミクスの解明 -【観測報告と研究成果，将来計画に関する検討会（３）】（2011 年 2 月 24 日）．
松島 健，新世代通信データ伝送システムの開発，「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」
平成 22 年度成果報告シンポジウム（2011 年 3 月 3〜4 日）．
松島 健，霧島・新燃岳における調査研究，「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」平成 22
年度成果報告シンポジウム（2011 年 3 月 3〜4 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 2 月〜2010 年 5 月），第 116 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 6 月 16 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 6 月〜2010 年 9 月），第 117 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 10 月 13 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，伊豆鳥島火山の火山活動，第 117 回火山噴火予知連絡会（2010 年 10 月 13 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山（新燃岳）火口西南西３km（新湯付近）における地震計
アレイ観測，火山噴火予知連絡会 拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山（新燃岳）における広帯域地震・空振・傾斜観測について，火山噴火予知連絡会 拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）．

-17-九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 10 月〜2011 年 1 月），第 118
回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山新燃岳調査観測報告，第 118 回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．

研究助成
文部科学省・科学研究費補助金・基盤 (A)，分担（代表：中川光弘），「島弧型玄武岩質マグマ噴火のマグマ系と噴火機構の解明のための日ロ共同研究」，平成 22-25 年度.
東京大学地震研究所・一般共同研究，代表，「三宅島における稠密 GPS 観測網の再構築」，平成 22 年度.
東京大学地震研究所・特定共同研究(B)，分担（代表：小澤 拓），「SAR を用いた地震火山活動に伴う地核変動の検出」，平成 22 年度.
国立極地研究所・共同研究，分担（代表：本吉洋一），「極域から探る固体地球ダイナミクス」，平成22-27 年度.
防災科学技術研究所・受託研究，分担（代表：松本 聡），「伸張場における歪集中メカニズムに関する研究」，平成 19-24 年度．

所属学会
日本地震学会, 日本火山学会, 物理探査学会, 日本測地学会，日本測量協会，IAVCEI，日本地球惑星科学連合

学外委嘱委員、併任、学会関係（学会役員、学会講演会司会等）、学外集中講義等
日本火山学会 理事
日本火山学会 大会委員会 委員長
日本地震学会 代議員
日本測地学会 評議員
東京大学地震研究所 地震・火山噴火予知研究協議会 「地殻活動モニタリングシステムの高度化」計画推進部会 委員
東京大学地震研究所 地震・火山噴火予知研究協議会 「新たな観測・実験技術の開発」計画推進部
会 委員
東京大学地震研究所「火山噴火予知研究委員会」委員
第 5 回ジオパーク国際ユネスコ会議実行委員会副委員長および行事部会長
島原半島ジオパーク推進連絡協議会 委員
雲仙岳災害記念財団 防災教育推進委員会 委員
普賢岳周辺地域の活用に関する委員会 委員
日本火山学会 2010 年秋季大会 座長（2010 年 10 月 10 日）

海外出張・研修2010 年 4 月 9〜16 日 マレーシア・ランカウイ（国際会議への参加）
2010 年 5 月 29 日〜6 月 8 日 スペイン・テネリフェ（国際会議への参加・研究発表）
2010 年 8 月 21 日〜9 月 5 日 ロシア・カムチャッカ半島（火山活動調査）

研究集会や講演会等の開催
2010 年 7 月 1-2 日 「別府島原研究会」開催 （場所：九州大学地震火山センター新館）
2010 年 10 月 9-11 日 日本火山学会秋季大会を開催（場所：京都大学大学院人間・環境学研究科棟，学会大会委員長・プログラム編成委員長・現地組織委員として）-18-

植平 賢司

現在の研究テーマ
1) 海底地震観測によるプレート沈み込み地域の地震学的研究
日向灘における海底地震計を使った自然地震観測から得られたデータを用い，フィリピン海プレート
沈み込み地域の詳細な地震活動，発震機構，起震応力場，３次元速度構造の解析を行い，プレート間
カップリングとの比較，地震発生サイクルにおける応力場の時間変化に関する研究を行っている（鹿児島大学, 長崎大学, 東京大学, 東北大学との共同研究）．また，東南海−南海地震の想定震源域において自然地震観測を行い，この地域における起震応力場を求める研究を行い，日向灘地域との比較を行った（九州大学、東京大学）．また，全国の大学と共同で，プレート間大地震の発生域における自然
地震観測及び構造探査を行い，日向灘との比較研究を行っている．今年度は，福島県〜千葉県沖合において海底地震計と発破及びエアガンを制御震源とした探査を行った（九州大学, 東京大学, 東北大学，北海道大学，千葉大学）．
2) 2011 年東北地方太平洋沖地震に関する研究2011 年 3 月 11 日に東日本の太平洋沖のプレート境界を震源領域とする M9.0 の地震が発生した．この地震の発生要因を探るために，震源分布，発震機構や起震応力場，３次元構造等の調査のため,北海道大学・東北大学・東京大学・鹿児島大学・海洋研究開発機構・気象庁などとともに海底地震計を用いた共同研究を行っている．
3) 九州及び全国の内陸地震の活動に関する研究
九州の地震活動の特徴，特にその震源分布，発震機構や起震応力場，３次元構造を求めることにより，九州におけるテクトニクスについての研究や，内陸地震の発生メカニズムについての研究を行っている．
今年度は九州中部の地震活動域を重点的に行った．
4) 地震波形通信処理システムの開発
地上 IP 回線網を使った波形通信システムの開発．検測値・震源情報・波形データのデータベース化．
特に，観測点における分散データバックアップシステムの開発と，そのシステムを用いた観測網全体でのデータ修復システムの開発を行い，当センターの地震観測網での運用を行い，また，その結果を報告書として発表した．
5) 地震予知・火山噴火予知の基礎的研究
九州の微小地震観測網や臨時地震観測による地震データを用いての九州の地震活動の研究．全国の火山や, 九州以外の地域における観測を通して, 地震予知・火山噴火予知の基礎的研究を行なっ
ている．

発表論文
[a] レフェリーのある論文
Saiga, A., S. Matsumoto, K. Uehira, T. Matsushima, and H. Shimizu, Velocity structure in the crust
beneath the Kyushu area, Earth Planets Space, Vol. 62, No.5, 449-462, 2010.
Mochizuki, K., K. Nakahigashi, A. Kuwano, T. Yamada, M. Shinohara, S. Sakai, T. Kanazawa K.
Uehira, and H. Shimizu, Seismic characteristics around the fault segment boundary of the historicalgreat earthquakes along the Nankai Trough revealed by repeated long-term OBS observations,Geophysical Research Letters, Vol.37, L09304, doi:10.1029/2010GL042935, 2010.

-19-

[b] レフェリーのない論文，著書
内田 和也・植平 賢司，宮崎県広渡ダムにおける衛星テレメータを使用した地震観測点の設置，東京大学地震研究所技術研究報告，No.16，1-8，2010.
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況，火山噴火予知連絡会会報，第 105 号，
156-160，2011.

学会講演発表Matsumoto, S., S. Nakao, A. Saiga, H. Shimizu, K. Uehira, and, T. Matsushima, Stress field in the
middle part of Kyushu, Japan and detecting weak zone in the crust, EGU General Assembly 2010,
2-7 May 2010, Vienna, Austria.
植平賢司・八木原 寛・山田知朗・馬越孝道・中尾 茂・小林励司・後藤和彦・宮町宏樹・望月公廣・中東和夫・篠原雅尚・金沢敏彦・日野亮太・合田政次・清水 洋，海陸地震観測データから求めた日向
灘南部の応力場，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，STT075-P03.
望月公廣・中東和夫・桑野亜佐子・山田知朗・篠原雅尚・酒井慎一・金沢敏彦、植平賢司・清水 洋，長期海底地震繰り返し観測による南海トラフ巨大地震震源境界域における海域地震活動の特徴，第882 回地震研究所談話会（2010 年 4 月 16 日，東京大学地震研究所）．
中元真美・松本 聡・松島 健・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水 洋，2005
年福岡県西方沖地震の震源域周辺における散乱体の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS018-09．
松本 聡・大倉敬宏・千藏ひろみ・清水 洋・植平賢司・松島 健・井上寛之・吉川 慎・安部祐希・中元
真美・正木喜啓・宮崎真大・中尾 茂，九州中部における応力場と地殻 Weak zone 検出の試み，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SCG088-11．
雑賀 敦・松本 聡・植平賢司・松島 健・加藤愛太郎・平田 直・清水 洋，九州山地下の地殻深部に見られる地震波低速度異常，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SIT035-P02．
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS021-P04．
望月公廣・中東和夫・桑野亜佐子・山田知朗・篠原雅尚・酒井慎一・金沢敏彦・植平賢司・清水 洋，東南海・南海巨大地震断層境界周辺の地殻構造と地震活動のセグメンテーション，地球惑星科学関連
学会 2010 年合同大会，SSS027-03.
中東和夫・桑野亜佐子・山田知朗・望月公廣・篠原雅尚・金沢敏彦・村井芳夫・高波鐵夫・伊藤喜宏・日野亮太・佐藤利典・植平 賢司，茨城・房総半島沖の地震波速度構造，地球惑星科学関連学会 2010
年合同大会，SSS023-04.
中東和夫・町田祐弥・一瀬建日・山田知朗・望月公廣・篠原雅尚・塩原 肇・金沢敏彦・植平賢司，広帯域海底地震計で記録された南海トラフ近傍で発生する超低周波地震，地球惑星科学関連学会 2010
年合同大会， SSS027-04.
Saiga, A., H. Shimizu, T. Matsushima, S. Matsumoto, and K. Uehira, Imaging of the Magma Supplying
System of Unzen Volcano, Cities on Volcanoes 6, May 31 – June 4, Tenerife, 2010.
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
松本 聡・植平賢司・松島 健・清水 洋，2005 年福岡県西方沖地震と不均質構造，「地殻ダイナミクスの総合的理解：地球物理学と物質科学の知見の総合」（2010 年 7 月 24-25 日，東京大学地震研究所）．
雑賀 敦・松本 聡・植平賢司・松島 健・加藤愛太郎・平田 直・清水 洋，九州地域の地殻の地震波
速度構造，第 887 回東京大学地震研究所談話会（2010 年 10 月 22 日）．
植平賢司・卜部 卓・鶴岡 弘・中川茂樹，WIN システムの 64bit 環境への対応，日本地震学会 2010年秋季大会，C11-08.
松本 聡・植平賢司・松島 健・清水 洋，福岡県西方沖地震の余震発震機構特性と応力場モデル化-20-

の試み，日本地震学会 2010 年秋季大会，D12-02.
中元真美・松本 聡・松島 健・池端 慶・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水洋，地震計アレイ観測による 2005 年福岡県西方沖地震の震源域における散乱体分布の推定，日本
地震学会 2010 年秋季大会，A22-07.
鈴木健介・日野亮太・伊藤喜宏・金沢敏彦・山田知朗・篠原雅尚・植平賢司・山本揚二朗・金田義行，
宮城県沖における応力場とプレート間固着強度の関係，日本地震学会 2010 年秋季大会，B31-09.
望月公廣・中東和夫・山田知朗・篠原雅尚・酒井慎一・金沢敏彦・植平賢司・清水 洋，長期海底地震
観測と陸上定常観測の統合トモグラフィー解析による東南海・南海地震震源境界域における地震活
動と地震波速度構造，日本地震学会 2010 年秋季大会，A21-06.
中東和夫・町田祐弥・一瀬建日・山田知朗・望月公廣・塩原 肇・篠原雅尚・金沢敏彦・植平賢司，南海
トラフ周辺での広帯域海底地震計を用いた低周波地震観測，日本地震学会 2010 年秋季大会，
P1-60.
植平賢司，SINET3 における地震データ流通網 JDXnet の構成と運用，SINET&学認説明会（2011 年 11
月 19 日）．
Uehira, K., H. Yakiwara, T. Yamada, K. Umakoshi, S. Nakao, R. Kobayashi, K. Goto, H. Miyamachi,
K. Mochizuki, K. Nakahigashi, M. Shinohara, T. Kanazawa, R. Hino, M. Goda, and H. Shimizu,
Spatial heterogeneity of the structure and stress field in Hyuga-nada region, southwest Japan,
deduced from onshore and offshore seismic observations, 2010 AGU Fall Meeting, 13-17 December
2010, San Francisco, USA.
Nakahigashi, K., Y. Machida, T. Isse, T. Yamada, K. Mochizuki, M. Shinohara, H. Shiobara, T.
Kanazawa, K. Uehira, Observation of very low frequency earthquakes near the Nankai Trough byusing broadband ocean bottom seismometers, 2010 AGU Fall Meeting, 13-17 December 2010, San
Francisco, USA.
内田和也・植平賢司，宮崎県広渡ダムにおける衛星テレメータを使用した地震観測点の設置，平成 22
年度東京大学地震研究所職員研修会（2011 年 1 月 24-16 日）．
植平賢司，九州地域（日向灘）におけるプレート境界近傍での応力場の時空間変化，「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」平成 22 年度成果報告シンポジウム（2011 年 3 月 3〜4 日）．
植平賢司，九州大学における JGN-X 及び SINET4 への移行と、WIN システムの 64 ビット環境への対応，
データ流通ワークショップ（2011 年 3 月 31 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 2 月〜2010 年 5 月），第 116 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 6 月 16 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 6 月〜2010 年 9 月），第 117 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 10 月 13 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山（新燃岳）火口西南西３km（新湯付近）における地震計
アレイ観測，火山噴火予知連絡会 拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山（新燃岳）における広帯域地震・空振・傾斜観測について，火山噴火予知連絡会 拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 10 月〜2011 年 1 月），第 118
回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山新燃岳調査観測報告，第 118 回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．

研究助成
科学研究費補助金・特別研究促進費，分担（代表：篠原雅尚），「2011 年東北地方太平洋沖地震に関する総合調査」，平成 22 年度.
東京大学地震研究所・一般共同研究，代表，「WIN システムの 64 ビット環境への対応（2）」，平成 22 年
度.

-21-

東京大学地震研究所・一般共同研究，代表，「GRiD MT を用いた九州地方及び日向灘の長周期地震波モニタリング」，平成 22 年度.
独立行政法人情報通信研究機構・共同研究，代表，「広域 L2 網による次世代地震データ交換・流通シ
ステムの構築」，平成 20-22 年度．
文部科学省・海洋研究開発機構・東京大学地震研究所・共同研究，分担，東海・東南海・南海地震の連動性評価のための調査観測・研究（サブテーマ：紀伊半島沖における稠密・広帯域長期海底地震観測），平成 19-24 年度．
防災科学技術研究所・受託研究，分担（代表：松本 聡），「伸張場における歪集中メカニズムに関する研究」，平成 19-24 年度．

所属学会
日本地震学会，American Geophysical Union，日本地球惑星科学連合

学外委嘱委員、併任、学会関係（学会役員、学会講演会司会等）、学外集中講義等
東京大学地震研究所・地震・火山噴火予知研究協議会「地震準備過程」計画推進部会委員
東京大学地震研究所・地震・火山噴火予知研究協議会「地震・火山現象に関するデータベースの構築」計画推進部会委員
日本地震学会代議員
日本地震学会 2010 年秋季大会 座長（2010 年 10 月 27 日）

海外出張・研修2010 年 12 月 13〜17 日 アメリカ合衆国（国際学会への参加・研究発表）

特記事項（受賞、招待講演、招待論文・レビュー論文の執筆、学術誌等の editor、レフェリーを務めた国際学術誌等）[a] 受賞（独）情報通信研究機構 JGN2plus アワード「社会基盤貢献賞」：プロジェクト名「広域 L2 網による次世代
地震データ交換・流通システムの構築」 （プロジェクト代表：東京大学・鷹野 澄、九州大学研究者代
表：植平賢司） 研究参加機関：東京大学地震研究所、東北大学大学院理学研究科、京都大学防災研究所、九州大学大学院理学研究院、名古屋大学大学院環境学研究科、広島大学大学院理学研
究科、（独）防災科学技術研究所[b] 招待講演
植平賢司，SINET3 における地震データ流通網 JDXnet の構成と運用，SINET&学認説明会（2011 年 11
月 19 日）．

-22-

池端

慶

現在の研究テーマ
1) マグマ中の揮発性成分に関する研究
マグマ中の揮発性成分の種類，量，挙動は，噴火の様式，火山ガスの種類，量，熱水変質，鉱床成因と密接に関係しているため，それらの把握は重要である．いくつかの島弧活火山の火山噴出物の斑晶
鉱物中に含まれているメルト包有物や硫化鉱物の主要元素，揮発性元素濃度を分析し，マグマ溜まりや火道における揮発性元素の挙動，脱ガスのメカニズムの解明に取り組んでいる．
2) 火成岩の銅同位体組成に関する研究
主に岩石中の硫化鉱物等に含まれる銅の安定同位体比を高精度，高分解能で測定する方法を開発し，その銅の安定同位体比を指標として，マグマの生成に関与した物質の同定，それらの挙動などを決定し，マグマの発生源である上部マントルから地表に至るマグマ供給系の物質循環を解明するための基礎的な研究をおこなっている．

発表論文[a] レフェリーのある論文
Ikehata, K., K. Notsu and T. Hirata, Copper isotope characteristics of copper-rich minerals from
Besshi-type volcanogenic massive sulfide deposits, Japan, determined using a femtosecond
LA-MC-ICP-MS, Economic Geology, 106, 307-316, 2011.
松本 聡, 松島 健, 平野憲雄, 池端 慶, 中元真美，山下裕亮，糸谷夏実，栢橋志郎，佐々木裕樹，
千葉慶太，千藏ひろみ，宮崎真大，野村和正，李哲俊，武田哲也，浅野陽一，小原一成，飯尾能久，
中竜鉱山における 3 成分地震計アレイ観測, 九州大学大学院理学研究院研究報告（地球惑星科学），22, 4, 1-8，2011.
[b] レフェリーのない論文，著書
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2009 年 2 月〜2009 年 6 月），火山噴火予知連絡会会報，第 103 号，102-105，2010.

学会講演発表Notsu, K., K. Ikehata, and T. Hirata, Copper Isotope Ratio (65Cu/63Cu) as a Tracer of VolcanologicalStudies, Cities on Volcanoes 6, May 31 – June 4, Tenerife, 2010.
池端 慶，フェムト秒レーザーアブレション‐マルチコレクター誘導結合プラズマ質量分析法（LA‐MC‐
ICP‐MS）による高精度銅同位体比局所分析法の開発と微細鉱石鉱物試料への応用，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李 哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜
鉱山アレイ観測に基づく不均質構造の推定，東京大学地震研究所研究集会「リソスフェアの短波長
不均質性のイメージングとモニタリングに関する研究の高度化-地震発生帯の構造の時空間変化の解明に向けて-」（2010 年 9 月 14-15 日，東京大学地震研究所）．
中元真美・松本 聡・松島 健・池端 慶・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水洋，地震計アレイ観測による 2005 年福岡県西方沖地震の震源域における散乱体分布の推定，日本
地震学会 2010 年秋季大会，A22-07.
松本 聡・松島 健・平野憲雄・池端 慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太・千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李 哲俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久，中竜
鉱山地震計アレイ観測による濃尾地震断層周辺域の地殻内散乱体分布の推定，日本地震学会
2010 年秋季大会，P2-14.

-23-

Ikehata, K.，K. Notsu and T. Hirata, Copper Isotope Variations In Cu-Rich Minerals From
Metamorphosed Besshi-Type Vms Deposits, Japan, Measured Using A Femtosecond
LA-MC-ICP-MS，2010 Geological Society of America, Annual Meeting，31 October – 3 November,
Denver, USA.
池端 慶・平田岳史・石橋純一朗・鈴木遼平・野津憲治，火山性硫化物鉱床鉱石の銅同位体比局所分
析，2010 年度同位体比部会（2010 年 11 月 17-19 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 2 月〜2010 年 5 月），第 116 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 6 月 16 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 6 月〜2010 年 9 月），第 117 回
火山噴火予知連絡会（2010 年 10 月 13 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，雲仙岳火山活動状況（2010 年 10 月〜2011 年 1 月），第 118
回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山新燃岳調査観測報告，第 118 回火山噴火予知連絡会（2011 年 2 月 15 日）．
九州大学地震火山観測研究センター，霧島山新燃岳 2011 年 2 月 1 日噴火火山弾中の硫化鉱物，第119 回火山噴火予知連絡会（2011 年 3 月 22 日）．

所属学会
日本地球化学会，日本火山学会，日本鉱物科学会，資源地質学会，静岡県地学会
American Geophysical Union, Society of Economic Geologists

学外委嘱委員、併任、学会関係（学会役員、学会講演会司会等）、学外集中講義等
2010年7月17日-18日

火山との共生推進協議会主催の「こども火山ジオ交流会」講師

海外出張・研修2010 年 10 月 25 日-11 月 6 日 アメリカ合衆国（国際学会への参加・研究発表）

学生による研究活動[修士論文]
糸谷夏実：島原半島地域における微動 H/V スペクトル比を用いた地盤構造推定
栢橋志郎：地震波干渉法を用いた地下構造の推定[特別研究]
武田智之：微小地震の応力降下量の推定

学会講演発表山下裕亮・清水 洋・後藤和彦，相似地震から推定した 1996 年種子島東方沖地震(Mw6.5)後の準静的
すべり，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS011-P15.
山下裕亮・清水 洋・後藤和彦，日向灘における相似地震活動と準静的すべり (2)，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS013-P17.
中元真美・松本 聡・松島 健・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水 洋，2005
年福岡県西方沖地震の震源域周辺における散乱体の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS018-09．
糸谷夏実・松島 健，雲仙地域における微動 H/V スペクトル比を用いた地盤構造推定，地球惑星科学-24-

関連学会 2010 年合同大会，SSS016-P11．
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，地球惑星科学関連学会 2010 年合同大会，SSS021-P04．
山下裕亮・清水 洋・後藤和彦, Small repeating earthquake activity and interplate quasi-static slips in the
Hyuga-nada, SW Japan，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
宮崎真大・松本 聡・松島 健・植平賢司・清水 洋，福岡県西方沖地震の断層近傍における Vp/Vs の推定，「西日本火山活動研究集会（第 5 回）」（2010 年 6 月 13 日）．
Yamashita Y., H. Shimizu, and K. Goto, Spatio-Temporal Variation of Interplate Quasi-Static Slip
Before-and-After the M7-class Interplate Earthquakes in the Hyuga-nada, SW Japan, The 7th Annual
Meeting of the Asia Oceania Geosciences Society (AOGS2010), SE18-A018, 5-9 July 2010,
Hyderabad, India.
中元真美・松本 聡・松島 健・池端 慶・糸谷夏実・栢橋志郎・千藏ひろみ・宮崎真大・植平賢司・清水洋，地震計アレイ観測による 2005 年福岡県西方沖地震の震源域における散乱体分布の推定，日本
地震学会 2010 年秋季大会，A22-07.
山下裕亮・清水 洋・後藤和彦，相似地震解析から推定された日向灘プレート境界における準静的す
べりの時空間変化，日本地震学会 2010 年秋季大会，D12-03.
糸谷夏実・松島 健，島原半島地域における微動 H/V スペクトル比を用いた地盤構造推定，日本地震学会 2010 年秋季大会，P2-83.
Yamashita, Y., H. Shimizu, and K. Goto, Spatio-temporal variation of interplate quasi-static slip in the
Hyuga-nada region, SW Japan subduction zone, The 8th ASC General Assembly, 8-10 November 2010,
Hanoi, Vietnam.
Itoya, N. and T. Matsushima, Estimation of subsurface structure using microtremor H/V spectral ratio in
the Shimabara peninsula, 2010 AGU Fall Meeting, 13-17 December 2010, San Francisco, USA.

サマースクール等参加
2010 年 7 月 5〜9 日「The 7th Annual Meeting of the Asia Oceania Geosciences Society (AOGS2010),
Hyderabad, India.」での発表（山下裕亮）
2010 年 7 月 17〜18 日 火山との共生推進協議会主催「こども火山ジオ交流会」 講師（千藏ひろみ，宮崎真大）
2010 年 8 月 1 日 雲仙岳災害記念館主催「キッチン火山実験講座「火山をまるかじり！」 講師（千藏ひろみ，宮崎真大）
2010 年 8 月 27 日 秋田大学・林先生による「キッチン火山」レクチャー」 受講（中元真美，糸谷夏実，千藏ひろみ，宮崎真大）
2010 年 9 月 20-22 日 日本地震学会主催「2010 年地震学夏の学校」 参加（山下裕亮，千藏ひろみ，宮崎真大）
2010 年 11 月 8〜10 日「The 8th ASC General Assembly (ASC2010), Hanoi, Vietnam.」での発表（山下裕亮）
2010 年 12 月 13〜17 日「2010 AGU Fall Meeting, San Francisco, USA.」での発表（糸谷夏実）

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-26-

-27-

九大理研報（地球惑星），22 巻 4 号，1 － 8 頁，2011 年 3 月

中竜鉱山における３成分地震計アレイ観測
松本 聡*・松島 健*・平野憲雄**・池端 慶* ・中元真美* ・山下裕亮* ・糸谷夏実* ・栢橋志郎*
佐々木裕樹** ・千葉慶太** ・千藏ひろみ*・宮崎真大* ・野村和正***・李 哲 俊***・武田哲也****
浅野陽一**** ・小原一成***** ・飯尾能久**

Three component seismic array observation at galleries in Nakatatsu mine, Fukui, Japan
Satoshi Matumoto*, Takeshi Matsushima*, Norio Hirano**, Kei Ikehata*, Manami Nakamoto*,
Yusuke Yamashita*, Natsumi Itoya*, Shiro Kayahashi*, Yuuki Sasaki**, Keita Chiba**, Hiromi Chikura*,
Masahiro Miyazaki*, Kazumasa Nomura***, Tesshun Li***, Tetsuya Takeda****, Youichi Asano****,
Kazushige Obara***** and Yoshihisa Iio**
Abstract
We carried out seismic array observation in mining tunnels of Nakatatsu mine, Fukui, Japan. Thisobservation site is located at about 20 kilometers away from the earthquake fault of Nobi earthquake(1891, M8.0). The major purposes in this observation are: 1) detection of small-scale heterogeneity
around the fault; and 2) development of technique to explore structure by using seismic array data.
Eighty seismometers which have three components with natural frequency of two hertz were
deployed. The observation continued from September 2009 until the middle of February 2010. The
sensors were connected to the recording system by cables. The data were converted to digital data by
24bit delta-sigma converter with maximum sampling interval of 1 ms and extracted from memory to
storage by self-triggering algorithm in the system. The recording time is 16 – 64 sec. More than 100
earthquakes were recorded in the observation. We were able to obtain seismograms of not only local
earthquakes but also distant earthquakes. The good environment for observation with hard rock siteand low artificial noise allowed us to obtain high quality data. Some records of the earthquakes haveadequate S/N ratios up to hertz. In addition, many scattered phases which could be generated bysmall-scale heterogeneity in the mid- to lower crust in this area were observed with sufficiently large
amplitude.
Key words: seismic array, high frequency, heterogeneity, Nakatatsu Mine

要旨

濃尾地震断層から約20km離れた， 福井県大野市， 中竜鉱業所有の中竜鉱山において， 地震計アレイ観測を行った．観測の目的はこの断層周辺の不均質構造検出と，アレイ観測に基づく高精度の構造推定
平成22年11月30日受付，平成23年1月14日受理*
九州大学大学院理学研究院附属地震火山観測研究センター〒855-0843 長崎県島原市新山2丁目5643-29; matumoto@sevo.kyushu-u.ac.jp**
京都大学防災研究所〒611-0011 宇治市五ヶ庄*** 京都大学理学部〒606-8502 京都市左京区北白川追分町**** 防災科学技術研究所〒305-0006 つくば市天王台3-1***** 東京大学地震研究所〒113-0032 東京都文京区弥生1-1-1*

Institute of Seismology and Volcanology, Faculty of Sciences, Kyushu University
Shinyama 2-5643-29, Shimabara City, Nagasaki 855-0843, Japan**
Disaster Prevention Research Institute, Kyoto University
Goka-sho, Uji City, Kyoto 611-0011, Japan***
Faculty of Science, Kyoto University
Kitashirakawa-Oiwakecho, Sakyo-ku, Kyoto 606-8502, Japan**** National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention
3-1, Tennodai, Tsukuba City, Ibaraki 305-0006, Japan****** Earthquake Research Institute, University of Tokyo
1-1-1, Yayoi, Bunkyo-ku, Tokyo 113-0032, Japan
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松本

聡・松島

健・平野憲雄・池端慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太

千藏ひろみ・宮崎真大・野村和正・李 哲 俊・武田哲也・浅野陽一・小原一成・飯尾能久

法の開発である．濃尾地震は複数の断層セグメントをまたいで発生しているが，これらのセグメント間の不均質構造を理解することは極めて重要である．
地震計アレイ観測は坑口から約120ｍ下の坑道内で行った．センサーは2Hz3成分地震計を用い，10-40ｍ間隔で80点設置した．これらを物理探査用CDPケーブルで接続し，データ収録装置にトリガー収録した．AD変換は24bit, サンプリングは最大1kHzで行った．観測期間は2009年9月から2010年2月中旬のほぼ4カ月にわたって行った．収録された地震は近地だけでなく遠地地震もあり，100イベント以上が収録された．収録された地震のうち，S/Nのよいものは100 Hz以上まで解析に耐えうる，極めて良好な記録である．坑道内は一定温度で，すべてが岩盤で，人工ノイズもほとんどないことからこのような高周波数帯まで記録が可能であった．得られた記録を重合することで，下部地殻やモホ面からの散乱波が検出された．これらと濃尾地震断層との関係を調べることで地震発生過程への理解に寄与できると期待される．

1．はじめに地震計アレイ観測は，解析する地震波の1/2波長より短い間隔で多数の地震計を展開して行う稠密観測であり，得られたデータをbeam formingする処理によって波の到来方向を特定することができる． 自然
地震や人工地震の後続波（コーダ波） は地球内部の不均質構造による反射・ 散乱波で生成されると考えられており， 地震計アレイ観測による後続波の到来
方向から地球内部の散乱体分布を調べる研究が進められてきた（松本，2008: Nishigami and Matsumoto,2009によるレビュー参照）． 地震発生メカニズムを知る上で， 短波長不均質構造は重要な役割をもつことが知られているが， 地震計アレイ観測は人工的なノイズの混入によって数十ヘルツ（ Hz）よりも高周波数の信号を得ることが困難なことが多い．しかし，人工ノイズが小さいと考えられる鉱山の坑道内はこのような観測に適していると考えられる． そこで，
本研究では中部地方に位置し，1891年濃尾地震断層にも近い中竜鉱山で地震計アレイ観測を行い， 自然
地震を収録して，その特性を調べることにする．

山とともに日本を代表するスカルン鉱床であった．
（中竜鉱業，私信）

2. 中竜鉱山における地震計アレイ観測
2.1. 中竜鉱山の概要
中竜鉱山は日本最大級の内陸地震である1891年濃尾地震の地震断層から約20km離れた，福井県大野市
和泉地区に位置する鉛・亜鉛鉱山である．鉱床は飛騨外縁帯の古生代（約4億年） 石灰岩類が白亜紀最末期～古第三紀初期（ 6100万年）に貫入した珪長質マグマ（石英斑岩） に伴って生じた熱水による交代作用を受けて形成されたスカルン鉱床で， 東から西へ中山・ 人形・ 仙翁・ 黒当戸などの鉱床群が東西6km，南北1.5 kmの範囲に分布している．鉱床を構成している岩石の密度は3.2～3.6 g cm-3と極めて緻密堅固であり，岩石強度試験結果により圧縮強度，引張
強度ともコンクリートの10倍程度の強度をもつことが判明している．鉱床の発見は古く1250年頃と言われ，本格的に開発を行いはじめた1934年から1987年の休山まで粗鉱約1200万t採掘， 産出金属量は鉛5.6万t， 亜鉛55万t， 銀330 tであり， 釜石鉱山， 神岡鉱-29-2.2. 地震計アレイ設置及び観測システム
観測は2009年9月10日より2010年2月24日まで行った． これに先立ち約1週間の設置作業を行った． 設
置はのべ約100人日の作業工程が必要であった． 地
震計アレイは中竜鉱山坑口から120m下の坑道内に展開した．鉱山における測線の位置，形状を図1に示す．
アレイの口径は約0.8－1.6kmである． 測線の大半の部分は乾燥状態にあり，中竜鉱業（株）によってよく管理されていることから， 観測にとって良好な条件である．坑道内は気温約14℃，湿度90％で一定状態であり， 観測システムに影響を及ぼす大きな温度変化はない．
本研究で用いる観測システムは防災科学技術研究所所有のシステムであり， 地震計， ケーブル， デー
タ収録装置の3つに分けられる部分から成り立っている． 図2にブロックダイアグラムを示す． 地震計
は米国Mark Products社（現Sercel 社）製，L22-3D型
地震計を用いた．これは，固有周期2Hz,3成分一体型，動コイル型地震計である．これを測線上に10－40 ｍ
間隔で80台設置した． アレイ観測ではターゲットとする波動の波長，伝播速度に対して，アレイの分解能や検出波長帯域を最適化するには， 限られた地震
計数や口径（測線長） の中で最適な空間配置を考えなければならない． 地震計アレイに入射する波動場を離散的に展開された地震計によって検出する場
合，地震計間隔は検出できる波長の下限を規定する．
一方ではアレイの口径はこの波長の上限および分解能に影響する．また，地震計の数は，その数だけ得られた信号を重合することが出来るためにS/N比改善に重要な役割を演じる．この重合処理に際しては，地震計間の波形相関が高いことが必要であるが， 一
般に地震計間の距離が大きくなると波形相関は低くなる． これはアレイ測線近傍の局所的な構造不均質によるもので， 波形相関が崩れる距離が実質的なアレイ口径の最大値を支配することになる． 地震計間の波形相似性がアレイ設置以前には未知であるために， 大きすぎる地震計間隔は検出可能波長の下限を高くするだけではなく， 重合可能な信号数を減らす
おそれがある． アレイ分解能はアレイ口径によって中竜鉱山における３成分地震計アレイ観測EĂŬĂƚĂƚƐƵŵŝŶĞỚየ࿾㔡ᢿጀ
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図1．上左図）地震計アレイ位置図．図中の○は防災科学技術研究所によって決定された，観測期間中に発生した自然地震の震央を示す（●は深さが100 kmより深い地震の震央）．黒丸は何を示すのか？上右図）中竜鉱山の坑道模式図とアレイ位置࿾㔡⸘䉝䊧䉟᷹ⷰ᭎ⷐ䋮 ෼㍳ㇱ䈫䉬䊷䊑䊦䉝䊧䉟᷹ⷰ ㈩✢࿑࿾㔡⸘䉬䊷䊑䊦䈍䉋䈶ᑧ㐳䉬䊷䊑䊦
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図2．観測システムのダイアグラム． 測線は60 ch CDPケーブル4本で構成され，240 ch（80点3成分）を探鉱器で収録した．イベント収録はトリガー信号を同期することで同時トリガを行った．トリガは測線上の6点におけるSTA/LTAのANDによって判定した．サンプリング間隔は時期により
1,2,4 msecと変えて収録した．データ長はこれらのサンプリング間隔によって変わり，16，32，
64秒である．

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聡・松島

健・平野憲雄・池端慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太

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きまることは述べたが， この口径は波長によって規格化された大きさを意味する．すなわち，アレイでとらえられる波数が重要である．さらに，入射波動
場を2次元的にとらえるにはアレイ形状も2次元である必要がある．広い波長帯域で分解能を上げるには，どの波長に対してもアレイでとらえられる波数が2次元的に大きいことが望ましい． 前に述べた議論を加えて言い換えると， どの波長帯域で見てもアレイ

図3．地震計設置状況．3成分地震計は10 mm厚のアルミ
プレート状に設置された．黒いケーブルがCDPケー
ブル．

図4．ケーブル設置・撤収状況．車の後部にリールを乗せ，ケーブルを展開，回収した．

図5．データ収録装置．収録装置はビニールで囲った空間を作り， そこへ設置した． 中には除湿機を置き， 湿
度を落とすことで安定して運転できるようになった．

-31-の形状が“波形相関のある範囲で”2次元的にみえる必要がある．これらの様々な条件を考えたうえで，
本観測では地震計間隔は測線の角部分で短く， 直線
部分では長くとった．
地震計を展開する坑道はすべて岩盤に囲まれており， 坑道部分は掘削した際の岩砕石によって作られているために， 地震計の水平をとることが困難であった．このため，厚さ10 mmのアルミプレートを長さ100－300mmの鉄製ボルトで坑道脇に固定し， 地震計はその上に設置した（図3）． 一部の地震計は坑道脇にセメントによって台を作り， 地震計を固定した．設置した地震計は地震探査用CDPケーブル（120芯ケーブル）によってデータ収録装置に接続される．
このケーブルは1本60チャンネル（ 20地震計） 接続可能であるため，80台の地震計は4本の経路を通して接続した．各CDPケーブルには6chの信号が入力可能であるためにこれらを10本つないで一つの経路を構成する． ケーブルの展開はディーゼルトラックを用いて行った（図4）
データ収録装置は120 chの収録装置2台を基本に行った．収録装置はGeometrix (OYO) Strataviser NX120
で，AD変換はデルタシグマ型24bit AD変換器120個によってチャンネルごとに行われる． サンプリング間
隔は初めの3カ月は4 msec，その後 1 msec, 8 msecと1カ月ごとに変更した． 装置のメモリ上の制限から，収録時間は1,2,4 msecのサンプリング間隔に対してそれぞれ 32, 64, 128秒間である．AD変換自体は連続的に行い， その振幅情報を監視するイベントトリガー
方式によって収録した． イベント判定は収録可能時間での平均二乗振幅値の平方根（R.M.S振幅値）（LTA）
に対する1秒間のR.M.S振幅値（ STA）の比が測線上の6点において同時に4倍以上となった場合にイベントと判定した．2台の収録装置はLANを通じてトリガー情報を交換するため， トリガー時刻を同期することが出来る． 時刻は1台のGPS自動校正時計を2台の収録装置で用い，時刻情報を共通にした．ただし，坑道内は当然，GPS衛星電波は受信できないため，
時刻校正が出来ない．したがって，絶対時刻の議論
は本観測ではできない． 観測期間中はデータ収録装
置，時計などをビニールで囲み，その中に除湿機を設置した（図5）． これは高い湿度によって収録装置
内に結露したり， その他動作不安定を起こしたりするトラブルを避けるためである．とくに，高速サン
プリングの際は途中で収録装置のハングアップやADボードの動作不良を起こした． このため， 収録
装置の交換等をメンテナンス時に何度か行った．
観測期間中，500回以上のイベントと判定されたデータが記録された． このうち100個程度が自然地
震の記録であった．この中にはS-P時間1秒以内のアレイ近傍で発生した地震や遠地地震が含まれている． 残りの400個以上はいわゆるノイズによってトリガー判定されたイベントである． 得られた波形記録をみると， これらのノイズは鉱山内の急激な電圧

中竜鉱山における３成分地震計アレイ観測

変動， 電気的なパルスノイズによるものなどが主な原因であると考えられる．

位置で発生したM1.6の浅発地震である．震源は防災
科学技術研究所によって決定されたものを用いている． 図にはアレイのうち上下動成分の記録を示している．図中で，ノイズの大きな地震計がいくつか見られるが， これは主として近傍に走る電源線による
60 Hzのノイズによるものである．このうち1観測点
におけるノイズ部分とP波初動部分の約2秒間の速度
振幅スペクトルを図7に示す． この観測期間はAD変換のサンプリング間隔が2msであるので，250Hzまでのスペクトルを示している．これからわかるように，

3. 観測波形の特徴
3.1. 周波数特性
本節では，得られた自然地震のデータより，波形の特徴などについて述べる． 図6に得られた自然地
震の波形例を示す．これはアレイから約20km離れたϮϬ^ĞƉ͘ϮϬϭϬϯ͗Ϭϯ ϭϯϲ͘ϲϮϳϵ ϯϱ͘ϳϯϯϴϲ ϭϬ͘ϮϬϳ Dϭ͘ϲWϬ͘ϭƐĞĐͬĚĞǀ

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図6．観測波形例．上下動地震計の波形を示す．図中のP, Sは直達P波，S波の部分を示す．

図7．アレイの1点における上下動地震計記録（上図）とノイズ部分（黒線）と直達P波部分（赤線）の振幅スペクトル（下図）．上図中での矢印はスペクトルウィンドウを示す．

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聡・松島

健・平野憲雄・池端慶・中元真美・山下裕亮・糸谷夏実・栢橋志郎・佐々木裕樹・千葉慶太

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図8．図7で示した波形のバンドパスフィルター処理波形．

振幅スペクトルは200 Hzを超えてもなお， 十分なS/
N比を持っていることが分かる．ノイズ部分はP波到
達直前の波形部分を取っているので， 地震計および記録計の応答は変化していないと考えることができる．したがって，この高周波の信号は地動を表していると考えられる． 自然地震の震源から放射される
地震波の速度スペクトルは， コーナー周波数の低周波側および高周波側でそれぞれ周波数の－1， ＋1乗に比例している（ Aki and Richards, 1980）と考えられている． 図7に示された波形はこのモデルよりもスペクトル全体が時計回りに回転した形になっている． これは震源から観測点への伝播途中で減衰を受けた影響と解釈できる． 特に高周波数帯では強い減衰を受けている．一方，地震のソースパラメータにScaling Lawが成り立つとすると，M1.6の地震の断層
半径は30ｍ程度であり，破壊速度を3 km s-1（ S波速度
3.4 km s-1の0.9倍）とするとコーナー周波数は100 Hz程度になる．これは，図7から読み取れるコーナー周波数約150 Hzと矛盾しない．この地震計アレイが，震源から放射された高周波を十分なS/N比で捉えている可能性が高い．ノイズ部分にみられる60 Hzの鋭い
ピークは電源の影響である．地表で行われる通常の地震観測で得られる近地地震の波形で，十分なS/N比が得られるのはせいぜい20－30 Hzまでである． このことから考えると中竜鉱山では極めてバックグラウンドのノイズが小さく，良好な観測環境であることを示している． 図8にはこの地震のバンドパスフィルター波
形記録を示す． バンドパスフィルターは7つのバンド（2-4, 4-8, 8-16, 16-32, 32-64, 64-128, 128-225 Hz）の2次バ
ターワース特性を持つフィルターを用いた． この図から初動到達時から10秒後でもすべての周波数帯で十分なS/N比をもった記録であることが見て取れる．
3.2. 波形相関
先にも述べたように， アレイ信号処理においてはセンサー間の波形相関が微弱信号検出にとって大変重要である． ここでは本観測における地震計間の波
形相関について調べる． 図7で用いた波形と同じイ
ベントについて， 直達P波部分の波形の相関についてみることにする． 地震計アレイの上下動地震記録
を図8と同じ7つのバンドのフィルターを通し， 直達
P波0.25秒間の波形（2-4 Hz帯は0.5秒）を直達波方向について重合し，その相関係数を調べる．ここでは
相 関 係 数 と し て セ ン ブ ラ ン ス 係 数（ N i e d e l l a n dTanner, 1971）を用いることにする．まず，直達波方
向はいろいろなスローネスについて， すべての地震計の波形を重合することでセンブランス係数を計算
し，最大値を示す方向を直達波到来方向とした．こ
こでは4-8 Hz帯の推定結果を直達波方向として用いた． 次に， アレイ間の任意の2点の直達波部分の波形を重合し，そのセンブランス係数を計算する．すべての地震計の組み合わせを， 地震計間の距離の関数として並べ，0.025kmごとに平均をとり， 相関の
地震計間距離依存性を調べた． 図9に各周波数帯における， 距離に対する相関プロットを示す．2-4，
4-8 Hz帯においては1km以上離れても0.7以上の値を示す．8-16，16-32Hz帯においても0.7km程度まで0.6以上の値を示している．32Hz以上の帯域においては相関係数が距離とともに急激に減少している．32-64
Hz帯では1/eになるまでの地震計間距離が約0.15 km，-33-

中竜鉱山における３成分地震計アレイ観測

それ以上の高周波数では0.05 km以下となっている．
ここで見られるように，30 Hz程度の周波数帯において十分な相関がみられることは多くない． 地震計アレイを用いて地殻内部において散乱された波動を検出する解析においてはせいぜい10 Hz程度の周波数
帯 が 用 い ら れ る の が 通 常 で あ る（ た と え ば ，Matsumoto et al., 2001）．これは地震計アレイ間の波形相関が20 Hz程度以上の高周波数帯では崩れるために， 微弱な散乱波を効率よく検出できないことが主たる理由である．その意味では，10 Hz以下では波形は極めて相関がよい， 本研究のアレイは設置環境が均一で， 微弱な散乱波を検出することに適しているといえる．

図9．周波数ごとの直達P波の観測点波形相関（上下動成分）．横軸は観測点間距離．すべての組
み合わせを取り，距離ごとに平均して求めた．

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図10．地図中に★で示された地震のアレイ記録を直達波方位についてslant stack した波形． stack 波形は南北動成分を用いた．重合slownessは±0.4 sec km-1の範囲，バンドバスフィルターは2-20 Hz．青矢印は直達S波，赤矢印は散乱波を
示す．

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聡・松島

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3.3. 重合波形例
微弱な散乱波を波形重合によって強調し， 検出することが出来るのが地震計アレイの最大の特徴である．重合は通常，波の到来方向をさまざまに仮定し，そのスローネスと地震計位置によって決まる地震計
間の時間遅れを補正した後， すべての地震計記録を足し合わす（ slant stack）．これによって，特定の方向から到来する波群を強調して検出することが出来る．ここで，収録された波形を重合したものを示す．
図10にはアレイ近傍で発生した地震の南北動地震計
記 録 を い ろ い ろ な ス ロ ー ネ ス で 重 合 し た（ s l a n t
stack）記録例を示す．ここで2-20 Hzのバンドパスフ
ィルターを通した波形記録を用いている． 図から見てわかるように， 直達S波より後に続いていくつか
目立つ振幅の波群が到達している． 中でも直達S波の後，2，6，12，17秒後あたりの波群は明瞭である．
自然地震のS波は，P波に比べてエネルギーが大きいことから， 後続波は震源からS波として放射され，散乱された波であると仮定すると， およその位置を推定することができる．この地震の場合，震央距離3 km，深さ4.6 kmである．震源決定に用いたS波速度
構造はほぼ均質の3.4 km s -1である．したがって，この場合の散乱波が水平の反射面によるものであると仮定すると， たとえば，17秒後に見られる波群に対応する反射面深度は,約30 kmとなり， モホ面で散乱された波である可能性が高い． そのほかのものも，
地震発生域の下部で散乱されていると考えられる．

4. まとめ
人工ノイズの極めて小さい， 中竜鉱山の坑道内で地震計アレイ観測を行った． 得られた自然地震の記録の特徴は以下のとおりである．
・100Hzを超える周波数帯においても，十分なS/
N比を持つ記録が得られる．
・地震計間の波形相関は高く，30 Hz帯まで波形
相関は1 km近くでも0.6を超える． これは地震計アレイ観測サイトとして極めて良好である．
・ 得られた自然地震の記録から， 地震発生域の-35-下部からモホ面の間に存在する不均質構造か
らの散乱波と考えられる波群が明瞭に見出された．
今後， 得られた記録を詳細に解析することによって， 広い周波数帯域での地殻内不均質構造がイメージされると期待できる．

5. 謝

辞

中竜鉱業（株）の皆さまには，本観測についてご理解を賜り，設置・保守・撤収において多大なお力添えをいただいた． 清水 洋教授には注意深く論文を査読いただき，有益なコメントをいただきました．
記して感謝の意を表します．
本研究は文部科学省による「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」の支援を受けました．

6. 参考文献
Aki, K., and Richards, P. (1980) Quantitative Seismology- Theory and Methods, Vols. 1 and 2, W. H. Freeman,
San Francisco. pp. 1-913.
松本 聡（2009）地震波散乱構造, 地震, 2, 61, S209-216.
Matsumoto, S., Obara, K., Yoshimoto, K., Saito, T., Ito,A., and Hasegawa, A. (2001) Temporal change in
P-wave scatterer distribution associated with the M6.1
earthquake near Iwate volcano, northeastern Japan.
Geophys. J. Int., 145, 48-58.
Neidell, N.S., and Tanner, M.T. (1971) Semblance andother coherency measures for multi-channel data,
Geophysics, 36, 482-497.
Nishigami, K., and S. Matsumoto.(2008) Imaging
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inversion and seismic array observation. In: Dmowska, R.,
Sato, H., and Fehler, M., (Eds.), Advances in geophysics:
Earth heterogeneity and scattering effects on seismic
waves, Academic Press, Elsevier Ltd., St. Louis, 50, 11,
pp. 301-318,  //  (,*+*)
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Shinshu University, -ῌ+ῌ+ Asahi, Matsumoto, Nagano-3*ῌ20,+, Japan.
Graduate School of Science, University of Tokyo, 1ῌ-ῌ+ Hongo, Bunkyo-ku, Tokyo ++-ῌ**--, Japan.
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Corresponding author : Takeshi Matsushima
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e-mail : takeshi_matsushima@kyudai.jp-36-()*+
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Symposium + The Science of volcanoes

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The program list of COV0 that covers scientiﬁc and technical sessions within . major symposiums.

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Session ,. + : Volcanic hazard and risk assessment

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Session ,. - : Education and outreach for reducing vol-HEI4qrsJ%J*4Wtuo:7

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Session ,. , : Volcanology, virtual community and cyber

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Session ,. . : Emergency Management

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Session ,. / : Communication strategies for reducing vol-and Gertisser%jkO9: Renschler V-Hubo

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et al.) (GPS, INSAR, SO,) Oo GIS 4GJ³!"%´to:1³µc4W%¤cTU SeisHub Oo:
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Symposium - How to live with volcanoes : the opportu-

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Night excursion “Volcanoes and Stars” to the Teide
National Park and Teide Astrophysical Observatory

Symposium . Recent eruptions since COV/ and volcanic(A*1)

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crisis management in special settings

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>?@The list of eleven excursion tours that were held before, during, and after the COV0 meeting.

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Volcano ﬁeld trip to the summit cone of Teide°±²*! .*1'[ix³$y´zK\

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 +.  Fig. ,. Participants walk in lava ﬂow zone to climb
the summit cone of Teide volcano (TM)  ,.  

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Fig. -. Pyroclastic fall and surge deposits located near
the northern edge of Las Cañadas Caldera. See
text for details (TK).
 -.

Las Cañadas Caldera   

Fig. .. The craters of +3.3 Duraznero eruptions andlava ﬂow in La Palma Island (YS).
 ..



La Palma  +3.3  Duraznero    

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Timanfaya volcano, Lanzarote Island (A+,)?PQ MN1RSTDU123%&'()*+ ,- .- Carmen
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Scoria cones formed during +1-*ῌ-0 Timanfaya
eruption in the background (TS).

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Cultural trip about the historical role of the wine in
the Canary Islands (A+-)

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Fig. 0. Participants tasting local wine at the Wine
Museum (TK).

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Explosive Volcanism of Tenerife, Canary Islands(A+1)

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ﬂow (black part) erupted ++/* years ago (ST).

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http : //www.citiesonvolcanoes0.com/-46-

Earth Planets Space, 62, 449–462, 2010

Velocity structure in the crust beneath the Kyushu area
Atsushi Saiga1 , Satoshi Matsumoto2 , Kenji Uehira2 , Takeshi Matsushima2 , and Hiroshi Shimizu2
1 Earthquake Research Institute, University of Tokyo, Yayoi 1-1-1, Bunkyo-ku, Tokyo 113-0032, Japan
2 Institute of Seismology and Volcanology, Kyushu University, Shin’yama 2-5643-29, Shimabara, Nagasaki 855-0843, Japan(Received August 5, 2009; Revised January 11, 2010; Accepted February 13, 2010; Online published July 9, 2010)

We present high-resolution three-dimensional tomographic images of the crust beneath the entire Kyushu arc,and particularly the western portion. Our results reveal a velocity anomaly that correlates well with an upper
crustal gravity anomaly. Significant low-velocity anomalies exist beneath the Miyazaki plane and along the
Beppu-Shimabara Graben. Another extensive low-velocity region near the bottom of the crust is located justbelow the volcanic front and between active volcanoes. The low-velocity anomalies exhibit low V p and V p /Vs
characteristics, and the spatial relationship between these anomalies, the Bouguer gravity anomaly, and the Mohosuggests that low-density material at the base of the crust is responsible for both the seismic and gravity signatures.
We interpret this material to constitute a relict ridge subducting below the Kyushu Mountains.
Key words: Tomography, seismic velocity, Kyushu, Beppu-Shimabara Graben, Kyushu Mountains.

1.

Introduction

The island of Kyushu is located at the junction of
the Southwest Japan arc and Ryukyu arc. The Kyushu
subduction zone involves subduction of the Philippine
Sea (PHS) plate beneath the Eurasian plate along the
Nankai Trough and Ryukyu Trench (Fig. 1). The angleof subduction varies from oblique to orthogonal between
the Nankai Trough/Southwest Japan arc and the Ryukyu
Trench/Ryukyu arc. The Okinawa Trough is a backarc
basin formed by extension within the continental lithosphere behind the Ryukyu trench. On the island of Kyushu,
there exists a major tectonic structure, known as the BeppuShimabara Graben (Matsumoto, 1979), along the northeastern continuation of the Okinawa Trough.
Whereas in most of Japan the stress patterns can be satisfactorily explained in terms of simple plate interactions
or crust/slab structural variations (Seno, 1999), the stressfield in Kyushu appears to be more complex, with horizontal stress gradients in both the E-W and N-S directions. The
stress fields show tensional feature in Kyushu. In northern
Kyushu, the orientation of the most compressive principal
stress axis varies from E-W in the east to up-down in thewest, while the axis of least compressive stress aligns NS in both areas (Hatanaka and Shimazaki, 1988; Shimizu
et al., 1993). These factors result in strike-slip faulting
in the east and normal faulting in the west. In southern
Kyushu, the axis of least compressive stress rotates from
N-S to NW-SE. Seno (1999) proposed that the stress field
represents viscous drag exerted by lateral mantle flow associated with upwelling in the East China Sea. In a moredetailed regional study, Takayama and Yoshida (2007) docc The Society of Geomagnetism and Earth, Planetary and Space SciCopyright ences (SGEPSS); The Seismological Society of Japan; The Volcanological Societyof Japan; The Geodetic Society of Japan; The Japanese Society for Planetary Sciences; TERRAPUB.

umented a southward extensional displacement field in andto the south of the Beppu-Shimabara Graben in western
Kyushu and a southeastward extensional field in southern
Kyushu. They suggested, like Seno (1999), that southern
Kyushu is being dragged at the base of the crust by flow inthe mantle in response to both the uprising of hot material
in the Okinawa Trough and retreat of the trench where thePhilippine Sea plate subducts. Handa et al. (1992), Handa(1998), and Shimoizumi et al. (1997) documented an electrically highly conductive layer at 50–100 km depth beneaththe East China Sea, which they inferred to represent either
partial melting or the presence of water. These studies did
not address in detail the structure of the crust and uppermost
mantle, which we focused on in this study to elucidate thetectonics of Kyushu.
Three dimensional (3D) velocity structures in and around
Kyushu have been obtained in several previous studies, which we briefly summarize here.
Honda and
Nakanishi (2003) and Wang and Zhao (2006) publishedhigh-resolution tomographic images of the subducting PHS
plate, mantle wedge, and volcanic front beneath eastern
Kyushu. Tahara et al. (2008) described in detail a structurein the offshore region, especially around the Hyuganada
region where the Kyushu-Palau ridge subducts. They detected a low-velocity zone corresponding to the KyushuPalau ridge in and around the subducting PHS plate andsuggested that buoyancy due to the subducted ridge plays arole in crustal uplift in the Miyazaki Plain and steep bending of the subducting slab. Sadeghi et al. (2000) obtained
tomographic images beneath western Kyushu, and documented the existence of a low-velocity zone related to theinferred upwelling mantle near the northeastern edge ofthe extending Okinawa Trough. Nakamura et al. (2003)
obtained more detailed structure images of the Okinawa
Trough and described a low-velocity zone with high V p /Vs
extending along the Okinawa Trough at a depth of approxi-

doi:10.5047/eps.2010.02.003-47-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

Fig. 1. Index map of Kyushu. Triangles indicate active volcanoes. Thin lines mark active faults, and thick dashed lines mark tectonic lines. FHF,
MTL, OKTL and BSG denote the Futagawa-Hinagu Fault, Median Tectonic Line, Oita-Kumamoto Tectonic Line, and Beppu-Shimabara Graben,
respectively. HVZ denotes the Hohi Volcanic Zone.

mately 50 km. They suggested that hot mantle material flow
ascends from depths greater than 50 km along the length of
the trough.
Oda and Ushio (2007) reported on two-dimensional variations in the depth of the Moho discontinuities beneath
Kyushu. The Moho is shallow underneath the western partof the region and relatively deep further east. This grossstructural trend is compatible with the observed Bouguer
gravity anomaly, which is positive in western Kyushu andnegative in eastern Kyushu. Oda and Ushio (2007) suggested that the shallow Moho and the low velocity zone estimated by Sadeghi et al. (2000) reflects lower crustal erosion associated with a small-scale mantle upwelling in the
Okinawa Trough and that the deeper Moho corresponds tothe oceanic Moho of the subducting Kyushu-Palau ridge.
Few previous studies have addressed the velocity structure of the crust in western Kyushu with high resolution.
Knowing the velocity structure is crucial to interpreting thetectonics of the Okinawa Trough and the Beppu-Shimabara
Graben, the northern edge of the trough. Here we report
our investigation of the 3D velocity structure around the Island of Kyushu and the Beppu-Shimabara Graben in orderto clarify the tectonics of the edge of the Okinawa Trough.

magnitudes larger than 3.0 and more than 20 arrival timeobservations west of E129◦ , and with magnitudes larger
than 1.8 and more than 20 arrival time observations eastof E129◦ (Fig. 2). The locations of the seismic stations
used in the analysis were selected in order to focus specifically on the area near Unzen and the western edge of the
Beppu-Shimabara Graben. We use phase data from stationsin the western part of the target area. Most of the stations
are operated by the High-Sensitivity Seismic Network (Hinet), the Japanese Universities, or the Japan Meteorological
Agency (JMA) (Fig. 3), but we also include data from afurther eight seismic stations surrounding Unzen volcano,nine seismic stations in central Kyushu, and eight seismic
stations in northwestern Kyushu, all of which are operated
by Kyushu University. In total, our selection criteria resultin 71,462 P-wave arrivals and 46,465 S-wave arrivals. We
estimate the picking accuracies of the data to be 0.015 s and0.039 s for the P- and S-wave data, respectively. Pairs ofearthquakes within 15 km of each other are used to define
travel time differences, yielding 57,695 arrivals for the Pwave data and 32,197 arrivals for the S-wave data. The absolute arrival time observations and relative arrival time values are amalgamated in the inversion calculation and thenweighted according to their estimated accuracies.
We estimate a 3D seismic velocity structure using the
2. Data and Method
We use a large number of P- and S-wave arrival time Double-Difference (DD) tomography method of Zhang anddata points from 2128 earthquakes observed at 182 seis- Thurber (2003). The DD approach reduces relative location
mic stations to perform seismic velocity tomography be- errors on hypocenters using differential data (Waldhauser
neath the Kyushu region. We select only those events with and Ellsworth, 2000). Application of the DD tomography-48-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

0Depth(km)50 100 150

200
200

N

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50
0

Distance (km)

100

-50
-100
-150
-200

0
Depth(km)Magnitude

50

Depth(km)
0
50

100

100
150

150

200

200
-150 -100 -50
050Distance (km)

100

150

Fig. 2. Hypocenter distribution of the 2128 earthquakes used in this study. Right and lower figures show cross-sections of the hypocenter in thenorth-south and east-west directions, respectively. In each panel, magnitude is represented by circle size, and depth by color (light colors correspondto deeper earthquakes). Triangles mark active volcanoes.

method enables us to jointly determine hypocenter locations and the 3D velocity structure using absolute and relative event locations. The pseudobending (PB) ray-tracing
algorithm (Um and Thurber, 1987) is employed to identify rays and calculate travel times between events and stations. We represent the velocity model at a regular set
of 3D nodes, between which the velocity values are interpolated using trilinear interpolation. The DD tomography
problem is solved by means of the LSQR algorithm (Paige
and Saunders, 1982) for the damped least-squares problem.
Figure 3 shows the node locations used in our study. The
origin of the horizontal (X, Y) coordinate system is positioned at Mt. Fugen (32.761◦ N, 130.299◦ E), and the coordinate system is rotated 20◦ clockwise from the north so as
to correspond to the local subduction direction of the PHS
plate. The horizontal grid spacing is approximately 20 km
within the area of interest: in the vertical direction, grid
points are positioned at depths of 0, 5, 10, 20, 30, 35, 50,
75, 100, 125 km. We assume as an initial velocity structure
the 1D velocity model used for routine hypocenter determination by the Institute of Seismology and Volcanology,
Kyushu University (Fig. 4). The velocity discontinuity of

the Moho is not included in this initial model, but the corresponding velocity gradient is included among the depth
from 30 km to 35 km.

3.

Resolution

We have examined the attainable resolution of the tomographic inversion using a checkerboard resolution test
(CRT) and a restoring resolution test (RRT). For the CRT,
we construct a model structure by assigning velocity perturbations of +5% and 5% in an alternating pattern to eachgrid node and calculate synthetic travel times for all pairs ofstations and events used in the actual tomographic analysis.
The velocity structure is then estimated from the synthetic
travel times after adding Gaussian random noise with a standard deviation of 0.015 s for P-wave arrivals and 0.039 s for
S-wave arrivals to represent picking errors. The resolutionof the solution is judged by examining whether the input
checkerboard pattern of velocity perturbations is retrievedor not. We take into account a resolvability value (Zelt,
1998) to examine this. The resolvability value on each gridnode measures the local semblance between the input andretrieved checkerboard models for a set of each grid node-49-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

0Depth(km)50 100 150

200
200

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Depth(km)

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100
150
200
-150 -100 -50
050Distance (km)

100

150

Fig. 3. Distribution of seismic stations used in the analysis (squares) and the computational grid (crosses). Open squares denote stations chosen
specifically to target western Kyushu; these instruments are operated by Kyushu University. The origin of the computational gird is centered on Mt.
Fugen (a thick cross; 32.761◦ N, 130.299◦ E); the grid is rotated clockwise from the north by 20◦ . See text for further details. Circles mark hypocentersused in this study.

and its six neighbor grid nodes. We adopt a 0.75 resolvability value as the smallest well-resolved grid node. For the
RRT, we calculate synthetic travel times using the velocity
structure obtained by inverting the actual observed data. We
invert these synthetic travel times (once again after adding
Gaussian noise) to obtain a new estimate of the velocity
structure in the same way as for the CRT. By comparing
the tomographic structure obtained from the real observations with the results of the CRT and RRT, we can assess
the spatial resolution of our results in the target area.

4.

Results

The inversion process is carried out iteratively, and overall we obtain a decrease in root mean square travel time
residuals from 0.39 s to 0.17 s after 36 iterations. The average P-wave and S-wave velocities are illustrated in Fig. 4,
and compared with the initial velocity model. The observed
variation in modeled velocity is similar to that in the initialmodel. Figure 5 shows relocated hypocenter distribution.
The inversion process lets hypocenters gather, especially inand around the PHS plate and active faults, and it suggeststhat relative locations of hypocenters are well determined.
Figure 6 depicts plan views of the P-wave velocity (V p )and the S-wave velocity (Vs ) structures obtained here as
perturbations with respect to the average of the inverted velocity values at each depth. Figure 6 also depicts V p /Vs
structure. The masked areas are those in which the estimated velocities have a low reliability as indicated by the
resolvability value smaller than 0.75. Figure 7 shows planviews of the CRT results for P- and S-waves. These results
show that the velocity inversion produces a good resolution
in the crust at depths of 530 km in and around Kyushu. At
the surface, the only areas with good resolution are found tolie along active faults, such as the Beppu-Shimabara Graben
and the Futagawa-Hinagu Fault. The resolution estimatedusing the RRT (Fig. 8) is also high in the crust in and around
Kyushu, suggesting that the results are reliable in the target
region. The RRT results yield similar patterns for both V p
and Vs . Figure 9 illustrates vertical cross-sections of V p , Vs ,and V p /Vs structures in the direction of PHS plate subduction. Figure 10 shows vertical cross-sections of the P- andS-wave CRT results. We discuss below key features of the-50-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

Velocity (km/s)
0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

Depth (km)

20

40

60

80

Initial P-wave velocity
Initial S-wave velocity
Averaged P-wave velocity
Averaged S-wave velocity

100

Fig. 4. Initial velocity models (dots) and averages of the estimated velocities (solid lines) for P-waves and S-waves.

0

Depth(km)50 100 150

200
200

N

150

50
0

Distance (km)

100

-50
-100
-150
-200

0
Depth(km)Magnitude

50

Depth(km)
0
50

100

100
150

150

200

200
-150 -100 -50
050Distance (km)

100

150

Fig. 5. Hypocenter distribution of the 2128 earthquakes relocated in this study. Right and lower figures show cross-sections of the hypocenter in thenorth-south and east-west directions, respectively. In each panel, magnitude is represented by circle size, and depth by color (light colors correspondto deeper earthquakes). Triangles mark active volcanoes.

-51-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

掬旬創世， ..
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8
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Fig. 6. Plan views of (a) velocity perturbations for V p , (b) velocity perturbations for Vs , and (c) V p /Vs at each depth. The velocity perturbations arecalculated with respect to the average of the estimated velocity values at each depth. Masking obscures areas of low reliability (the resolvability
values smaller than 0.75). Red triangles mark active volcanoes and circles indicate the epicenters of the relocated events. The depth of each slice ismarked in the upper left corner of each P-wave panel. Only those earthquakes lying within 2.5 km of the depth slice are shown. A (white dot) and B(gray dot) at the 30-km depth show the regions with low velocity and low V p /Vs and with low velocity and high V p /Vs , respectively.

-52-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

P‑waveS‑wave

34・

32・

34
0

32
0

34
0

32
0

34
0

%%%%%%

・

...

53144

00

32・

る

0

130

0

0

132

130

0

132

Fig. 7. Plan view of the CRT results for (a) P-waves and (b) S-waves at each depth. White and black circles show positive and negative velocity
perturbations, respectively, and the size of the circle represents the magnitude of the perturbation. The input amplitudes of the velocity perturbation
are ±5%. The depth of each layer is shown in the upper left corner of each P-wave panel.

velocity structures in and around the crust.
In the upper crust, pronounced low-velocity anomalies
exist beneath Miyazaki Plain (about 4.3 km/s) and along
the Beppu-Shimabara Graben (about 4.4 km/s). These

anomalies lie at depths of 0–5 km and correlate well with
low Bouguer gravity anomalies (Fig. 11; Gravity ResearchGroup in Southwest Japan, 2001: up to −100 mgal at
the Miyazaki Plain and up to −40 mgal at the Beppu--53-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

P
‑
w
a
v
e

"“0CIlY(%)

pertu市副聞

10
5

0
・5

・10

130・

132・

Fig. 8. Plan views of the RRT results for (a) P-waves and (b) S-waves at each depth. The velocity perturbations are calculated from the average of theinverted velocity values at each depth, and masking obscures areas of low reliability (see Fig. 6 and the text for details). Red triangles indicate active
volcanoes, and circles mark earthquake epicenters for events within 2.5 km of each depth. The depth of each layer is shown at the top of each panel.

Shimabara Graben). Figure 12 shows vertical crosssections of V p , Vs and V p /Vs across the Beppu-Shimabara
Graben and reveals that the low-velocity anomaly is limited at the uppermost crust up to 5 km. The high- andlow-gravity features correlate spatially with high- and lowvelocity anomalies in the shallowest part of the model (e.g.,
Nagasaki Peninsula, Chikushi Mountains, and Chikushi
Plain). We take no account of station corrections in travel

-54-

岬口中白

Fa

(MW)

-55ロF

(S)

t
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冒F

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正F 同国F。。刷園田F 帥F
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F

主

Fig. 9. Vertical cross-sections of (a) velocity perturbations for V p , (b) velocity perturbations for Vs , and (c) V p /Vs in the direction of PHS plate subduction. The Y-position of each section is noted in the lower left
corner of each P-wave panel and shown in the insert map. The velocity perturbations are calculated with respect to the average of the estimated velocity values at each depth and masking obscures areas of low
reliability (see Fig. 6 and the text for details). Earthquake hypocenters (circles) within 15 km of each cross-section are plotted. The red triangle and gray rectangle above each panel mark the position of active
volcanoes and the Kyushu Mountains, respectively. A (white dot) and B (gray dot) show the regions with low velocity and low V p /Vs and with low velocity and high V p /Vs , respectively.

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

Fig. 10. Vertical cross-sections of (a) P-wave and (b) S-wave CRT results in the direction of PHS plate subduction. The Y-position of each section isnoted in the upper left of each P-wave panel and shown in the insert map. The gray triangle and gray rectangle above each panel mark the positionof active volcanoes and the Kyushu Mountains, respectively.

time; as such, makes local geological effects appear at thevelocity structure of 0 and 5 km.
In the lower crust, a low-velocity anomaly exists beneaththe active volcanoes at depths of 20–30 km. At the lower
end of this depth range, we also observe high V p /Vs ratios beneath the active volcanoes (Fig. 6 (30 km)). The results also show low V p regions at the bottom of the crust(i.e., at depths of 30 km in the central Kyushu area), just below the volcanic front and between active volcanoes. The
low V p region corresponds to low V p /Vs ratios. The region
features low velocity and low V p /Vs (region A in Figs. 6
and 9) whereas the mantle wedge features low velocity andhigh V p /Vs (region B in Figs. 6 and 9). Many studies haveshown similar patterns of the velocity structure in region B(e.g., Wang and Zhao, 2006; Tahara et al., 2008; Matsubara
et al., 2008), suggesting the existence of a pervasively serpentinized mantle wedge. The cross-sections of V p , Vs , andV p /Vs clarify the existence of low velocity and low V p /Vs
at the bottom of the crust. These sections reveal extensive
thin, low-V p zones around a depth of 30 km beneath the
Kyushu Mountains (Fig. 9 (Y = 0 km, −20 km, −40 km)).
Figure 13 illustrates vertical cross-sections of the P-wave
velocity structure in the direction of PHS plate strike (X–X ) and PHS plate subduction (Y1–Y1 , Y2–Y2 , Y3–Y3 ).
The low-velocity region extends to a greater depth beneath
the Kyushu Mountains than in the surrounding regions, andit has convex downward in shape (Fig. 13 (X–X , Y2–Y2 )).

Another low-velocity region is observed beneath northern
Kyushu at a depth of 30 km in the V p structure (33.6◦ N,
130.7◦ E). This area is at the edge of the study area and sufficient resolution was not obtained in the Vs structure. Further study is therefore necessary to discuss the low velocity
anomaly.
In the next section, we discuss the tectonic implicationsof the velocity modeling results.

5.

Discussion

5.1 Beppu-Shimabara Graben and uppermost crust
The results presented in the previous section revealthat extensive low-velocity anomalies lie along the BeppuShimabara Graben below 5 km (Fig. 6 (0 km, 5 km),Fig. 12) and beneath the Miyazaki Plain to depths of∼10 km (Fig. 6 (5 km), Fig. 9 (Y = −440 km, −80 km)).
The Beppu-Shimabara Graben is characterized by steeply
low-gravity anomalies and significant negative gravity
anomalies in the eastern edge. A geodetic survey showsa N-S extensional strain in the Beppu-Shimabara Graben at
a rate of 1.4 cm/yr, and crustal depression of 2 mm/yr in
Unzen region during the period from 1891 to 1982 (Tada,
1985). The focal mechanism of micro-earthquakes shows
normal- and strike-slip-faulting earthquakes with N-S tension (T ) axes (Hatanaka and Shimazaki, 1988; Shimizu
et al., 1993). Tada (1993) suggested that the BeppuShimabara Graben is a rift valley formed in the continen--56-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

Fig. 11.
Gravity anomaly map of Kyushu. A uniform density of
2.67 g/cm3 and a constant vertical gradient value of −0.3086 mgal/m
were assumed for the Bouguer density and free-air reduction, respectively.

Fig. 13. (a) Vertical cross-sections of V p images in the direction of
PHS plate subduction (Y1–Y1 , Y2–Y2 , Y3–Y3 ) and PHS plate strike(X–X ). (b) Vertical cross-sections for the RRT results. Thick lines andthin lines indicate contour lines of V p . Position of the cross-sections
is shown in the insert map. Masking obscures areas of low reliability(see Fig. 6 and the text for details). The red triangle and gray rectangle above each panel mark the position of active volcanoes and the
Kyushu Mountains, respectively. Circles indicate the epicenters of therelocated events. Earthquake hypocenters (circles) within 15 km of eachcross-section are plotted.

X=0

Y
Y= 0

Y'

tal crust and the north-eastern extension of the Okinawa
Trough. In contrast, Kamata and Kodama (1994) suggested that normal faults in the Unzen region and volcanotectonic depressions in the Hohi Volcanic Zone (HVZ) independently exist due to crustal extensions in the northern Okinawa Trough in the Unzen region and pull-apartgeometry by oblique subduction of PHS plate and dextral
displacement on the MTL and its western extension, the

50 km

Y
0
Depth (km)Fig. 12. (a) Vertical cross-sections of velocity perturbations for V p (top),
velocity perturbations for Vs (middle) and V p /Vs (bottom) across the
BSG. (b) Vertical cross-sections of velocity perturbations for the RRT
results. The velocity perturbation is calculated with respect to the average of the estimated velocity values at each depth. Masking obscuresareas of low reliability (see Fig. 6 and the text for details). Red triangles mark the Kujyu volcanoes and circles indicate the epicenters of
the relocated events. Earthquake hypocenters (circles) within 15 km ofeach cross-section are plotted. Diamonds of each panel correspond topositions shown in the insert map.

0

Distance from the origin (km)Miyazaki
100
plain
6.0

30

200

Y'
8.6
8.0
7.2
6.8

7.0
8.0

3.5

Fig. 14. Vertical cross-sections of V p images along a Kyushu Mountains-Miyazaki Plain-Hyuganada line. Thick lines and thin lines indicate contour lines of V p . Position of the cross-sections is shown in theinsert map. Masking obscures areas of low reliability (see Fig. 6 andthe text for details). The gray rectangle above each panel marks the
position of the Kyushu Mountains. Circles indicate the epicenters of
the relocated events. Earthquake hypocenters (circles) within 15 km ofeach cross-section are plotted. Areas surrounded by red line show lower
P-wave velocity regions.

-57-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

Oita-Kumamoto Tectonic Line (OKTL) in the HVZ, respectively. Nishimura and Hashimoto (2006) analyzed theGPS-derived velocity field in Kyushu during a period from1996 to 2002. They interpreted strain field by a N-S extension along the Beppu-Shimabara Graben and E-W rightlateral slips and its deficits along the Median Tectonic Lineand the Beppu-Shimabara Graben. Low-velocity zones arelikely to be spatially restricted below active volcanoes andin the uppermost crust in the case of the pull-apart basin
scenario, and rather more extensive in the case of a rift
zone formation mechanism. Our tomographic results reveal a low-velocity anomaly extending from the surface toapproximately 5 km in depth, a result compatible with thevolcano-tectonic depressions model.
The Miyazaki Plain is also characterized by significant
negative gravity anomalies (Fig. 11) and is inferred to haveundergone aseismic crustal uplift in the Late Pleistoceneand Holocene (Kono and Furuse, 1989; Nagaoka et al.,1991). Tahara et al. (2008) reported a low-velocity anomaly
in the mantle wedge beneath the Hyuganada region between
the Miyazaki Plain and the Hyuga Basin, based on seismic
tomography, and estimated that 60% of the gravity anomaly
was accounted for by buoyancy of the subducting KyushuPalau ridge. Miyamachi and Goto (1999), by means a seismic refraction experiment, revealed the existence of lowvelocity layers with a thickness of about 10 km beneath the
Miyazaki Plain. They reported that a probable cause of the
low-velocity layer is the presence of accretionary sediments
on a continental crust by subduction of the PHS plate. The
buoyancy in the mantle wedge and the low density sedimentary body possibly yield the significant negative gravity
anomaly.
Other high-velocity anomalies exist beneath theNagasaki Peninsula and Chikushi Mountains (Fig. 6 (0 km,
5 km)). These high-velocity anomalies correlate well withthe gravity anomalies calculated by the Gravity ResearchGroup in Southwest Japan (2001). According to Nishimura(1998), the Nagasaki Peninsula and the Chikushi Mountains are composed of the Sangun metamorphic rocks,
which originated as a Paleozoic to Mesozoic accretionary
complex. The high seismic velocities characteristic ofmetamorphic rocks (e.g., Burke and Fountain, 1990)
provide a straightforward explanation for the high-velocity
anomalies beneath Nagasaki Peninsula and the Chikushi
Mountains.
5.2 Beneath active volcanoes
Using the regional seismic network, we obtained a highresolution velocity structure in the crust, especially beneathcentral Kyushu. This enables us to discuss low-velocity
anomalies beneath active volcanoes in central Kyushu, suchas the Kujyu, Aso and Unzen volcanoes. In terms of theupper crust, some studies have obtained details on velocity
structures beneath the active volcanoes using the local seismic network (e.g. Ohmi and Lees, 1995; Sudo and Kong,
2001; Yoshikawa et al., 2005). Therefore, here we compare
their results and discuss a linkage of shallow structures andstructures in the lower crust beneath the active volcanoes.
Yoshikawa et al. (2005) revealed a low-velocity anomaly
related to a geothermally active area in the northwest partof the Kujyu volcano. Our results also show a low-velocity

anomaly in the uppermost crust and, furthermore, we obtain a low-velocity anomaly in the lower crust beneath Kujyu volcano (Fig. 9 (Y = 60 km)). The anomaly in thelower crust is 9.3% for P-wave and 7.8% for S-wave, while
V p /Vs is 1.76. Sato et al. (1989) indicated a decrease in thecompressional velocity in peridotite with increasing temperature under high-temperature and high-pressure conditions. Mavko (1980) explained a decrease of V p and Vs by
a volume fraction of melt in a rock. The velocity anomalies of our result correspond to about 5% of partial melting.
Thus, we suggest the existence of a high-temperature zone
with partially molten rocks under the Kujyu volcano. Thismagma activity is probably related to the geothermal activity in the uppermost crust.
Below the Aso volcano, Sudo and Kong (2001) showeda large amount of low-velocity anomaly, over 20% both Pand S-waves, in the upper crust below the central cones.
Our results do not show such an anomaly. These results
suggest that our regional tomography has an insufficient
resolution to detect a locally distributed anomaly. We obtained a low-velocity anomaly in the lower crust that extends widely along a volcanic front; high V p /Vs exists atthe bottom of the crust below the Aso volcano. These results suggest the existence of a high-temperature region in
the lower crust along the volcanic front (Fig. 6 (20 km),Fig. 9 (Y = 40 km)) and a partially molten rock at the bottom below the Aso volcano (Fig. 6 (30 km), Fig. 9 (Y =40 km)).
Ohmi and Lees (1995) presented velocity structures ofP- and S-waves below the Unzen volcano. They showed
the presence of a low-velocity anomaly around a 10-km
depth below the Unzen volcano. Our results show that lowvelocity anomalies extend to a depth from 10 to 35 km(Fig. 9 (Y = 0 km)). Furthermore, a high V p /Vs area locallyexists below the Unzen volcano, suggesting the existence ofa high-temperature region in the lower crust and partiallymolten rock below the Unzen volcano.
5.3 Beneath the Kyushu Mountains
An extensive low-velocity area was found beneath thecentral Kyushu area near the base of the crust (aroundthe depth of 30 km) (Fig. 6 (30 km), Fig. 9 (Y = 0 km,−20 km, −40 km), Fig. 13). There are no active volcanoes in this area, but the region does encompass the
Kyushu Mountains, which have been uplifted since the
Pleistocene (Nagaoka, 1986). Subduction of the buoyant
Kyushu-Palau Ridge is one proposed mechanism for upliftin central Kyushu (Nagaoka, 1999). Kamata and Kodama(1999) suggested that this uplift started synchronously withcounter-clockwise rotation of South Kyushu during the last
2 Myr and that these events were caused by a westward shift
in the subduction direction of the PHS plate and associatedtrench retreat along the Ryukyu Trench. The contemporary geodetic velocity field shows an eastward movement insouthern Kyushu with respect to central Kyushu (Takayama
and Yoshida, 2007), and the present-day crustal stress field
deduced from microearthquake focal mechanisms also reveals a change in the axis of minimum horizontal compressive stress from north-south to northeast-southwest in central Kyushu (Shimizu et al., 1993). The low-velocity zone
beneath the Kyushu Mountains provides important insight-58-

A. SAIGA et al.: VELOCITY STRUCTURE IN THE CRUST BENEATH KYUSHU

trast. Figure 14 shows the cross-section of the P-wave velocity structure along a Kyushu Mountains-Miyazaki PlainHyuganada line. Low-velocity areas are observed below the
Kyushu Mountains and the Hyuganada region, and these areremarkable on contour lines of 6.5 and 7.0 km/s. The lowvelocity area beneath the Kyushu Mountains may indicate
low-density rocks of a detached Kyushu-Palau Ridge due
to such buoyancy. Figure 15 depicts a schematic figure of aplausible tectonic process beneath the Kyushu Mountains.
Low-density rock likely plays an important role in uplift ofthe mountains, and our results provide the motivation forfurther study of the Moho in order to better understand thetectonics of the Kyushu Mountains.
5.4 The northern edge of Okinawa TroughNo obvious velocity anomalies related to the Okinawa
Trough are seen in the crust of western Kyushu. Nakamura
et al. (2003) showed a low-velocity anomaly in an uppermost mantle beneath the Okinawa Trough, which they suggested as an upward flow of mantle materials. A possible
explanation of why no such anomaly has been observed in
the present study is that there is neither an upward flow under the crust nor partial melting of lower crust in western
Kyushu, a northern extension of the Okinawa Trough.

6.

Fig. 15. A schematic model of our interpretation of the low-velocity
area beneath the Kyushu Mountains. (a) Low-density rocks due tosubduction of the Kyushu-Palau Ridge, and an acquisition of buoyancy.
(b) A detachment of the uppermost crust of the Kyushu-Palau ridge (c)An accretion of low-density rocks at the bottom of the crust beneath the
Kyushu Mountains.

into the tectonics of this region. Oda and Ushio (2007) estimated Moho relief from refracted P-wave data. As noted
in Introduction, they inferred that the depth of the Moho isincreases eastward and that the maximum depth is found in
the area where Kyushu-Palau Ridge subducted. The lowvelocity area beneath the Kyushu Mountains is westward of
the area of the inferred deepest Moho, but the depth of the
Moho is still deep in the low-velocity area. Moreover, gravity data reveal extensive lows in central Kyushu. The lowvelocity area therefore corresponds to low-density rocks at
the base of the crust below the Kyushu Mountains. The
Kyushu Mountains are the northern extension of KyushuPalau Ridge. Nishizawa et al. (2009) showed the existenceof a thick oceanic crust related to the subducting KyushuPalau Ridge in the eastern part of the Hyuganada region.
They observed a low-velocity zone (V p = 6.0–6.8 km/s) at
the oceanic middle crust (10–15 km depth). Tahara et al.
(2008) also observed a low-velocity zone around the uppersurface of the subducting oceanic crust (around the 20 km
depth) below the western part of the Hyuganada region.
They suggest the existence of the subducting Kyushu-Palau
Ridge with a lower density than the surrounding uppermost
mantle and that the subducting Kyushu-Palau Ridge yields
detachment due to buoyancy caused by the density con-Conclusions

We have obtained high-resolution velocity models beneath Kyushu, and, in particular, its western regions using 71,462 P-wave and 46,465 S-wave arrival time datafrom 2128 earthquakes observed at 182 seismic stations.
Our results reveal detailed velocity structures in the upper
crust that correlate well with gravity anomalies. Prominent
low-velocity anomalies exist beneath the Miyazaki Plainand along the Beppu-Shimabara Graben, and high-velocity
anomalies lie below the Nagasaki Peninsula and Chikushi
Mountains. We observed low-velocity anomalies in thelower crust beneath the active volcanoes, and associatedhigh V p /Vs ratios. Another low-velocity region exists near
the bottom of the crust below the Kyushu Mountains and between the active volcanoes. This extensive feature exhibits
low V p /Vs ratios and may correspond to a low-density subducted ridge at the base of the crust.
Acknowledgments. We would like to thank the Institute of Seismology and Volcanology, Kyushu University (SEVO), NanseiToko Observatory for Earthquakes and Volcanoes, Kagoshima
University (NOEV), Disaster Prevention Research Institute, Kyoto
University (DPRI), JMA and National Research Institute for Earth
Science and Disaster Prevention (NIED) for the use of the seismic data. We are grateful to H. Zhang for the use of the DoubleDifference tomography program tomoDD. A. Kato, R. Parithusta,
and N. Hirata’s support was invaluable for improving this paper.

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©2011 Society of Economic Geologists, Inc.
Economic Geology, v. 106, pp. 307–316

COPPER ISOTOPE CHARACTERISTICS OF COPPER-RICH MINERALS FROM BESSHI-TYPE VOLCANOGENICMASSIVE SULFIDE DEPOSITS, JAPAN, DETERMINED USING A FEMTOSECOND LA-MC-ICP-MS
KEI IKEHATA,1,† KENJI NOTSU,2 AND TAKAFUMI HIRATA3
1 Institute of Seismology and Volcanology, Faculty of Sciences, Kyushu University,

2-5643-29 Shin’yama, Shimabara, Nagasaki 855-0843, Japan
2 Laboratory for Earthquake Chemistry, Graduate School of Science, University of Tokyo, 7-3-1 Hongo, Bunkyo-ku, Tokyo, Japan
3 Division of Earth and Planetary Sciences, Graduate School of Science, Kyoto University,

Kitashirakawa Oiwakecho, Sakyo-ku, Kyoto, Japan

Abstract
The copper isotope ratios of chalcopyrite, secondary malachite, and native copper of metamorphosed
Besshi-type volcanogenic massive sulfide (VMS) deposits from two different mines, Japan, were measured byfemtosecond-pulsed laser ablation-multiple collector-inductively coupled plasma-mass spectrometry (fs-LAMC-ICP-MS). The δ65Cu (where δ65Cu = [{(65Cu/63Cu)sample/(65Cu/63Cu)NIST-SRM976} − 1] × 1,000) values ofchalcopyrite samples of both mines are relatively narrow (−0.34 to +0.29‰) compared to those of previously
reported chalcopyrite from modern submarine hydrothermal deposits at mid-oceanic ridge settings (−0.98 to+3.14‰). However, the δ65Cu values of chalcopyrite are slightly different between the two mines. This suggests that, although metamorphic reequilibration may have reduced the original range of copper isotopes,
premetamorphic δ65Cu characteristics of both mines are generally preserved. The chalcopyrite samples of one
deposit might be significantly affected by dissolution during reworking processes after precipitation on the sea
floor.
Secondary malachite (δ65Cu = 2.63−2.97‰) and native copper (δ65Cu = 1.43−1.71‰) have higher δ65Cu
values than chalcopyrite from the same deposit. This variation is most reasonably explained in terms of a redoxcontrolled isotope fractionation at low-temperature conditions during secondary (weathering) processes
involving the preferential incorporation of 65Cu in secondary Cu(II) solutions. It is also suggested that significant negative isotopic fractionations accompanying the reduction of Cu (II) solutions to native copper [Cu (0)]occurred.

Introduction
Recent advances in multiple collector-inductively coupledplasma-mass spectrometry (MC-ICP-MS) have made it possible to measure isotopic variations of nontraditional stable
isotopes such as Cu, Fe, Zn, Se, Cr, and Mo (e.g., Johnson etal., 2004) in natural samples with high precision and accuracy.
Copper has two stable isotopes, 63Cu and 65Cu. The natural
copper isotope variation has been reported to range from
−16.5 to +10.0 per mil δ65Cu, relative to the NIST-SRM976
standard (Mathur et al., 2009, and references therein). Thisvariation is quite large in comparison with other nontraditional stable isotope systems (e.g., Johnson et al., 2004),
mainly due to isotope fractionations during redox reactions at
low temperatures (Maréchal et al., 1999; Zhu et al., 2000;
Jiang et al., 2002; Larson et al., 2003; Albarède, 2004; Rouxel
et al., 2004; Markl et al., 2006; Asael et al., 2007, 2009;
Mathur et al., 2009). Therefore, copper isotope systematics is
potentially an excellent tracer of geologic and biologic
processes. Copper is classified as a trace element because of its
tens of parts per million-level abundances in most terrestrial
materials (e.g., ~28 ppm for primitive mantle rocks; Jagoutz
et al., 1979). However, copper is exceptionally concentrated
among copper ore minerals such as native element minerals(e.g., native copper), sulfide minerals (e.g., chalcopyrite),oxide minerals (e.g., cuprite) and hydroxy-carbonate minerals(e.g., malachite). Thus, the main application of copper isotopes has been focused on the study of genesis of a wide
† Corresponding author: email, ikkei@sevo.kyushu-u.ac.jp

variety of copper ore deposits (Zhu et al., 2000; Jiang et al.,
2002; Larson et al., 2003; Graham et al., 2004; Rouxel et al.,
2004; Mason et al., 2005; Markl et al., 2006; Maher and Larson., 2007; Asael et al., 2007, 2009; Mathur et al., 2009). Previous copper isotope measurements of chalcopyrite samples
from modern sea-floor hydrothermal deposits in mid-ocean
ridge (MOR) environments have revealed a significantly large
variation in δ65Cu values from −0.98 to +3.14 per mil (Zhu etal., 2000; Rouxel et al., 2004). This is in contrast to the previously reported range (−0.6 to +0.4‰) for terrestrial igneous
copper based on analyses of igneous rocks and chalcopyrite inigneous rocks (Zhu et al., 2000; Larson et al., 2003; Albarède
2004; Archer and Vance, 2004; Rouxel et al., 2004; Li et al.,2009). However, the spatial and temporal variability of copper
isotope ratios in the sea-floor hydrothermal deposits of MOR
environments is poorly understood.
Volcanogenic massive sulfide (VMS) deposits are stratiform
bodies of sulfide minerals formed by discharges of volcanicassociated hydrothermal fluids at or below the sea floor
worldwide throughout geologic time (e.g., Sawkins, 1976;
Barrie and Hannington, 1999). The Besshi-type deposits are
named after the metamorphosed VMS deposits at the Besshi
mine in Japan (e.g., Kato, 1937; Kanehira and Tatsumi, 1970;
Sawkins, 1976; Kase, 1977; Kase and Yamamoto, 1988). In
Japan, many Besshi-type (Besshi-subtype; Sato and Kase,
1996) deposits were formed in an oceanic extensional environment such as a MOR or rise close to continental margins
during the late Paleozoic to Mesozoic and were subsequently
accreted to active continental margins mainly during theSubmitted: January 22, 2010
Accepted: December 16, 2010

0361-0128/11/3948/307-10-69-

SCIENTIFIC COMMUNICATIONS

Jurassic to Cretaceous (Sato and Sasaki, 1976, 1980; Sato andKase, 1996; Okamoto et al., 2000; Nozaki et al., 2006). Hence,
they provide an opportunity to study copper isotope systematics in ancient hydrothermal deposits at MOR environments.
However, copper isotope variations in Besshi-type deposits
have not yet been reported.
To date, copper isotope analyses of bulk mineral or rocksamples by solution MC-ICP-MS, after complete chemical
separation of copper, have been generally adopted (e.g.,
Maréchal et al., 1999; Albarède, 2004). In such a conventional
analysis, it is difficult to reveal a spatial variation in copper
isotope ratios at a submillimeter scale. Laser ablation (LA)ICP-MS provides one of the most powerful techniques forisotope analyses of solid samples with an extremely high spatial resolution. Recently, femtosecond-pulsed LA-MC-ICPMS has been successfully applied to the determination ofcopper isotope ratios in typical copper minerals at ablation
spot size of 15 µm, with high precision (<0.14‰, 2σ) and accuracy comparable to that obtained by conventional solution
MC-ICP-MS (Ikehata et al., 2008; Ikehata, 2009). This isbecause femtosecond laser ablation reduces or eliminates
thermally induced isotope fractionation that may occur during laser ablation of copper materials using nanosecondpulsed laser ablation systems (Hirata et al., 2003; Jackson andGünther, 2003; Graham et al., 2004).
In this paper, we present the first preliminary data on copper isotope characteristics of copper-rich minerals from theBesshi-type deposits in Japan, utilizing femtosecond LA-MCICP-MS. The purpose of this paper is to investigate copper
isotope variability in ancient submarine VMS deposits at
MOR settings and to evaluate the effects of regional metamorphism and secondary weathering processes on the copper
isotope geochemistry of copper-rich minerals.
Deposit Characteristics and Geologic Background
Besshi-type deposits (Kato, 1937; Sawkins, 1976) are a typeof VMS deposits. They are thin, stratiform, and tabular andoccur in either mafic volcanic rocks (mainly basalt) or terrigenous clastic rocks interlayered with flows or sills (mafic-siliciclastic type; Barrie and Hannington, 1999).
In Japan, many Besshi-type deposits are known to behosted in accretionary complexes (Fig. 1). Most of themoccur in the Sanbagawa high-pressure metamorphic belt,
but some are also found in other weakly or nonmetamorphic
accretionary belts such as the Shimanto belt (Kanehira andTatsumi, 1970; Kase, 1977; Sato and Kase, 1996). These
deposits were formed on the sea floor in the Pacific domain
during the late Paleozoic to Mesozoic and were subsequently accreted to active continental margins mainly during the Jurassic to Cretaceous (Sato and Kase, 1996;
Okamoto et al., 2000; Nozaki et al., 2006). The host rocks
and their associated ore deposits were typically deformed
and metamorphosed, and highly deformed ones are almost
linear in shape.
The lead isotope data of the Besshi-type deposits show avariation similar to that of mid-oceanic ridge basalts (MORB),
suggesting that their mineralization occurred at a MOR or
rise (Sato and Sasaki, 1976, 1980). The δ34S values of sulfide
minerals (chalcopyrite, pyrite, and pyrrhotite) from major
Besshi-type deposits in the Sanbagawa metamorphic belt
0361-0128/98/000/000-00 $6.00

6
2

4
3

5

7

1

FIG. 1. Location map of the Ikadatsu deposit of the Besshi mine, the Miomine, and other major Besshi-type deposits in the Sanbagawa metamorphic
belt and the northern Shimanto belt in Japan. 1 = Okuki, 2 = Besshi Honzan,
3 = Shirataki, 4 = Sazare, 5 = Kotsu, 6 = Iimori, 7 = Gojo. Locations of major
Besshi-type deposits and tectonostratigraphic divisions are taken from
Igarashi and Kishimoto (1979) and Kano et al. (2002), respectively.

range between 0 and 5 per mil, without significant variation
in a single deposit and are nearly identical to those from thesediment-barren ridges, while the δ34S values for major
Besshi-type deposits in the Shimanto belt are from 5 to 10 permil, which are similar to those from the sediment-covered
ridges such as the Middle Valley at the northern end of theJuan de Fuca Ridge (Sato and Kase, 1996).
Samples of the Besshi-type deposits were collected fromdumps of two abandoned mines in Japan, the Besshi mine
(Besshi Ikadatsu deposit) in central Shikoku and the Miomine in central Kii Peninsula (Fig. 1). The Besshi Ikadatsu
deposit is located about 5 km southeast of the Besshi Honzan
deposit (Fig. 1) and the deposit was mined between 1918
and 1973, producing about 3 million metric tons (Mt) of ore
grading 1.5 percent copper (Sumitomo Metal Mining Co.,
1991). This deposit occurs in the Jurassic Minawa Formationof the Sanbagawa metamorphic belt (Kojima et al., 1956).
Host rocks consist of basic and pelitic schists and the deposit
is a tabular sheet of massive sulfides with strike (N50°−75°W), length of 300 to 600 m, downplunge (40°−60°N) extent of more than 2,000 m, and thickness of 0.3 to 1.2 m (e.g.,
Doi, 1962; Sumitomo Metal Mining Co., 1991). The hostrocks and orebody were complexly deformed and metamorphosed under the glaucophane to epidote-amphibolite facies
conditions in the Cretaceous (Banno, 1964; Kase, 1972; Satoand Kase, 1996). The maximum pressure and temperaturereached during the metamorphism were estimated to be approximately 12 kbars and 600°C (Banno and Sakai, 1989).
The Mio mine is located about 55 km southeast of Osaka (Fig.
1); the mine was worked between 1950 and 1967, producing

308
-70-

SCIENTIFIC COMMUNICATIONS

15 t of crude ore (grading 8−9% copper) per month in 1953
(Komura, 1957; Takimoto, 1973). The conformable massive
sulfide deposit of this mine occurs in the piles of basic andpelitic phyllites of the Cretaceous Mugitani Formation(Takeuchi, 1996) of the northern Shimanto belt (e.g., Komura, 1957; Takimoto, 1973). The deposit extends about 250
m along the strike (N40°−80°W) and more than 400 m
downdip (30°−70°N). The thickness of the orebody is usually0.45 m (e.g., Komura, 1957; Takimoto, 1973). Host rock andorebody were complexly deformed and metamorphosed tothe pumpellyite-actinolite to greenschist facies in the Late
Cretaceous (Takeuchi, 1996).
Sample Descriptions
The samples collected from the Besshi Ikadatsu deposit
and the Mio mine are classified into three types, pyrite-richore (Py-rich ore), chalcopyrite-rich ore (Cp-rich ore), andsecondary (gossanous) ore. The Py-rich ore comprises semimassive to massive sulfides representing the accumulation ofprimary sulfides precipitated from hydrothermal solutions at
sea floor and it consists mainly of pyrite, with subordinate
chalcopyrite (Yamaoka, 1957; Kase and Yamamoto, 1988;
Sumitomo Metal Mining Co., 1991; Sato and Kase, 1996).
The sulfide minerals in this ore have been recrystallized anddeformed parallel to schist foliation during regional metamorphism (e.g., D1 tectonic deformation; Banno and Sakai,1989). The Cp-rich ore mainly comprises chalcopyrite andother ductile minerals. These ductile minerals have been mechanically remobilized from their original settings (probably
the Py-rich ore) into fractures, cavities, or fold hinges during
regional metamorphism (e.g., D2 fold and thrust deformation;
Yamaoka, 1957; Kase and Yamamoto, 1988; Banno and Sakai,
1989; Sumitomo Metal Mining Co., 1991). Secondary ore
such as malachite has been formed by low-temperature alteration (surface oxidation or weathering) of chalcopyrite in the
Py- or Cp-rich ore.
A total of six sulfide samples (Py- and Cp-rich ore) and two
secondary ore samples from the Besshi Ikadatsu deposit
were analyzed. These sulfides are hosted in basic schist. The
Py-rich ore from the Besshi Ikadatsu deposit consists mainlyof fine-grained euhedral to subhedral pyrite (50−400 µm),with subordinate chalcopyrite (<100 µm) and small quantities of sphalerite. Chalcopyrite and sphalerite occur interstitial to pyrite grain boundaries (Fig. 2A). The Cp-rich ore essentially comprises chalcopyrite with minor pyrite andsphalerite (Fig. 2B). This chalcopyrite fills in microfracturesand cavities of host basic schist. No galena and other sulfide
minerals are present in either ore sample. Secondary ore
minerals, such as malachite, occur as aggregates of fine particles (10−200 µm) and scattered on the surface of samples.
In contrast to sulfide minerals, these secondary copper-richminerals are not deformed.
A total of six sulfide samples (Py- and Cp-rich ore) andtwo secondary ore samples from the Mio mine were analyzed. These sulfides are hosted in basic phyllite. The Pyrich ore from the Mio mine consists mainly of very finegrained euhedral to subhedral pyrite (20−120 µm), withsubordinate chalcopyrite (<80 µm) and small quantities of
sphalerite. Chalcopyrite and sphalerite occur interstitial topyrite grain boundaries (Fig. 2C). The Cp-rich ore from the0361-0128/98/000/000-00 $6.00

Mio mine mainly comprises chalcopyrite with minor pyriteand sphalerite (Fig. 2D). This chalcopyrite fills in microfractures and cavities of host basic phyllite. The mineral
assemblage and mode of occurrence of copper-rich minerals
are almost the same as those of the Besshi mine. However,secondary native copper as well as malachite can be foundin the secondary ore minerals at the Mio mine. These minerals are fine (1−200 µm) and scattered on the surface ofsamples or occur as fracture-filling minerals (Fig. 2E, F).
Disseminated native copper also occurs as films on the surface of the sample.
Analytical Methods
We have already presented detailed analytical techniques
for the copper isotope measurement used in this work (Ikehata et al., 2008; Ikehata, 2009). In situ copper isotope analyses were performed on a Nu Plasma500 MC-ICP-MS (NuInstruments, Wrexham, UK) coupled to a Cyber Probe 1 Titanium (Ti): sapphire near-infrared femtosecond laser ablation system (Cyber Laser Inc., Japan) at the Division of Earthand Planetary Sciences, Kyoto University, Japan. A standardsample−standard bracketing technique was applied to correct
the instrumental mass fractionation and drift. The laser was
operated at constant pulse energy of 5 µJ, with a repetition
rate ranging from 5 to 10 Hz, depending on copper concentrations of the analyzed samples. For each sample, copper isotope analyses of 4 to 6 spots were made with 10-s integration
times for each spot and washout time between spots was ~25
s. For our fs-laser ablation analysis of chalcopyrite and malachite, reliable copper isotope results can be obtained using
the matrix-matched in-house standards (Ikehata et al., 2008;
Ikehata, 2009). Therefore, in our laser ablation method, thecopper isotope ratios of chalcopyrite and malachite samples
were determined using in-house chalcopyrite and malachite
standards. Repeated measurements of copper isotope ratios
for native copper, chalcopyrite, and malachite samples provide an analytical precision of better than 0.12 per mil (2σ;Ikehata et al., 2008; Ikehata, 2009). All copper isotope ratios
are presented in a standard delta (‰) notation, which is defined as:
δ65Cu = [(Rsmp/Rstd ) – 1] × 1,000,

where Rsmp is the measured 65Cu/63Cu ratio for the unknown
sample and Rstd is the mean 65Cu/63Cu ratio of the NISTSRM976 standard.
Since certified synthetic or natural standards for copper
isotopes are not available excepting NIST-SRM976, we analyzed native copper (Baltic mine, Michigan native copper
district, United States) characterized with respect to copper
isotopes in order to evaluate the accuracy of our LA-MCICP-MS method. We obtained a δ65Cu value of 0.30 ± 0.06
per mil (2σ, n = 10) for repeated analyses of this sample ingood agreement with previous analyses of native copper fromthe same mine (δ65Cu = 0.29 ± 0.04‰, 1σ, n = 8) reported by
Larson et al. (2003).
Results and Discussion
The copper contents and δ65Cu values for 16 copper-richmineral samples from the two Besshi-type deposits (Besshi
Ikadatsu and Mio) are summarized in Table 1 and Figure 3.

309
-71-

(1)

SCIENTIFIC COMMUNICATIONS

A

D

Py
Cp

Cp

E

B

Cu
Cp

Cu
Mal
Mal
Mal
Cu

C

Mal

F

Py

Cp
Cu

FIG. 2. Photomicrographs of selected samples. A. Py-rich ore from the Ikadatsu deposit of the Besshi mine. It consists
mainly of fine-grained euhedral to subhedral pyrite (50−400 µm) with subordinate chalcopyrite. Chalcopyrite (<100 µm) occurs interstitial to pyrite grain boundaries (reflected light, scale bar is 100 µm). B. Cp-rich ore from the Ikadatsu deposit of
the Besshi mine. It comprises remobilized chalcopyrite. This chalcopyrite fills in microfractures and cavities of host basic
schist (reflected light, scale bar is 100 µm). C. Py-rich ore from the Mio mine. It consists mainly of fine-grained euhedral tosubhedral pyrite (20−120 µm) with subordinate chalcopyrite. Chalcopyrite (<80 µm) occurs interstitial to pyrite grain boundaries (reflected light, scale bar is 100 µm). D. Cp-rich ore from the Mio mine. It comprises remobilized chalcopyrite. Thischalcopyrite fills in microfractures and cavities of host basic phyllite (reflected light, scale bar is 100 µm). E. Photograph ofa hand specimen of secondary ore from the Mio mine. Secondary mineralization seen on the sample surface consists of finegrained (1−200 µm) malachite and native copper. These minerals are disseminated across the surface or occur as fracturefilling minerals. Native copper also occurs as films on the surface of the sample. The area enclosed by a rectangle is enlargedin (F) (scale bar is 0.5 cm). F. Native copper in secondary ore from the Mio mine. Native copper occurs as fine (<100 µm)
and disseminated blebs or veins within the sample surface (reflected light, scale bar is 100 µm). Abbreviations: Cp = chalcopyrite, Mal = malachite, Cu = native copper, Py = pyrite.
0361-0128/98/000/000-00 $6.00

310
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SCIENTIFIC COMMUNICATIONSTABLE 1. Copper Isotope Values and Copper Concentrations of Copper-Rich Minerals from the Besshi-Type Deposits(Besshi Ikadatsu and Mio mines), Japan
Sample
no.

Grain
no.

Sampletype

Besshi(Ikadatsu) mine
Ikadatsu 1 1-1
Py-rich1-2
Py-rich1-3
Py-rich1-4
Py-rich1-5
Py-richIkadatsu 2 2-1
Py-rich2-2
Py-rich2-3
Py-rich2-4
Py-richIkadatsu 3 3-1
Py-rich3-2
Py-rich3-3
Py-rich3-4
Py-richIkadatsu 4 4-1
Cp-rich4-2
Cp-rich4-3
Cp-rich4-4
Cp-rich4-5
Cp-richIkadatsu 5 5-1
Cp-rich5-2
Cp-rich5-3
Cp-rich5-4
Cp-rich5-5Cp-richIkadatsu 6 6-1
Cp-rich6-2
Cp-rich6-3
Cp-rich6-4
Cp-rich6-5
Cp-richIkadatsu 7 7-1
Secondary
7-2
Secondary
7-3
Secondary
7-4
Secondary
7-5
Secondary
Ikadatsu 8 8-1
Secondary
8-2
Secondary
8-3
Secondary
8-4
Secondary

MineralCu1
δ65Cu(wt %) (‰)

±2σ
(‰)

n

Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Mal
Mal
Mal
Mal
Mal
Mal
Mal
Mal
Mal

34.2
34.3
34.2
34.3
34.1
34.3
34.3
33.9
34.1
34.1
34.1
34.3
34.1
34.2
34.3
34.1
34.2
34.0
34.3
34.0
34.1
34.3
34.2
34.3
34.1
34.2
34.1
34.2
57.8
57.9
56.9
57.1
57.2
57.9
56.6
56.7
57.4

0.05
0.06
0.07
0.04
0.06
0.06
0.07
0.07
0.06
0.05
0.06
0.06
0.07
0.04
0.06
0.05
0.04
0.08
0.05
0.05
0.04
0.06
0.06
0.05
0.06
0.04
0.04
0.06
0.07
0.11
0.12
0.09
0.12
0.10
0.11
0.12
0.09

5
4
5
5
5
5
5
5
4
4
5
5
4
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
4
4
4
5
4
5
4
4
4

0.15
0.09
0.14
0.14
0.12
0.04
0.06
0.03
0.06
0.22
0.24
0.26
0.18
0.06
0.05
0.09
0.06
0.04
0.23
0.22
0.26
0.21
0.29
0.12
0.15
0.08
0.16
0.15
2.89
2.77
2.65
2.97
2.66
2.78
2.87
2.91
2.64

Sampleno.
Mio mine
Mio 1

Mio 2

Mio 3

Mio 4

Mio 5

Mio 6

Mio 7

Mio 8

Grain
no.

Sampletype

MineralCu1
δ65Cu(wt %) (‰)

±2σ
(‰)

n

1-1
1-2
1-3
1-4
1-5
2-1
2-2
2-3
2-4
3-1
3-2
3-3
3-4
4-1
4-2
4-3
4-4
5-1
5-2
5-3
5-4
5-5
6-1
6-2
6-3
6-4
6-5
7-1
7-2
7-3
7-4
7-5
7-6
7-7
8-1
8-2
8-3
8-4
8-5
8-6
8-7

Py-richPy-richPy-richPy-richPy-richPy-richPy-richPy-richPy-richPy-richPy-richPy-richPy-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richCp-richSecondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary
Secondary

Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Cp
Mal
Mal
Mal
Native Cu
Native Cu
Native Cu
Native Cu
Mal
Mal
Mal
Native Cu
Native Cu
Native Cu
Native Cu

34.0
34.3
34.1
34.2
34.2
34.1
34.2
34.2
34.2
34.2
34.0
34.1
34.1
34.1
34.3
34.3
34.3
34.4
34.0
34.1
34.3
34.1
34.1
34.3
34.3
34.2
34.0
57.1
56.9
57.7
99.9
99.8
99.9
99.9
57.3
56.7
56.8
99.8
99.8
99.9
99.8

0.05
0.08
0.11
0.09
0.10
0.10
0.05
0.05
0.07
0.09
0.08
0.05
0.07
0.04
0.08
0.09
0.04
0.11
0.12
0.05
0.10
0.05
0.04
0.09
0.09
0.08
0.07
0.08
0.09
0.12
0.04
0.05
0.04
0.06
0.10
0.11
0.09
0.05
0.04
0.04
0.06

5
4
5
5
5
4
4
5
5
4
4
5
4
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
4
4
4
5
5
5
5
4
5
4
5
5
5
5

-0.15
-0.18
-0.16
-0.14
-0.15
-0.25
-0.28
-0.23
-0.31
-0.19
-0.21
-0.17
-0.22
-0.34
-0.28
-0.26
-0.33
-0.14
-0.14
-0.18
-0.13
-0.16
-0.32
-0.26
-0.28
-0.33
-0.28
2.83
2.85
2.63
1.57
1.71
1.65
1.62
2.89
2.83
2.78
1.45
1.54
1.43
1.56

Notes: The average values of δ65Cu are reported together with the 2σ error; abbreviations: Cp = chalcopyrite, Mal = malachite, Native Cu = native copper, Py = pyrite, n = number of multiple analyses on a single grain
1 The Cu, Fe, Zn, Co, and S concentrations of samples were analyzed using EPMA (JEOL JXA-8800R) at the Earthquake Research Institute, Universityof Tokyo; the chemical compositions of the chalcopyrite and native copper samples are nearly stoichiometric; the Fe, Zn, Co, and S contents of the malachite samples are 0.90 to 3.11, 0.23 to 1.13, 0.07 to 0.19, and 0.13 to 0.57 wt %, respectively

Copper isotope variation in chalcopyrite
from Py- and Cp-rich ore
The δ65Cu values of chalcopyrite in Py-rich ore from theBesshi Ikadatsu deposit range from 0.03 to 0.26 per mil. The
chalcopyrite in Cp-rich ore from the same deposit has δ65Cu
values between 0.04 and 0.29 per mil identical, within error,
to the range of that in Py-rich ore. The δ65Cu values of chalcopyrite in Py-rich ore from the Mio mine show a relatively
narrow range from −0.31 to −0.14 per mil. The chalcopyrite
in Cp-rich ore from the same mine spans nearly the same
δ65Cu range (−0.34 to −0.13‰) as that in Py-rich ore. Because the chalcopyrite grains in the Cp-rich ore of the Besshitype deposit have been mechanically remobilized from their
original settings (probably the Py-rich ore) into fractures,
0361-0128/98/000/000-00 $6.00

cavities, or fold hinges during late-stage regional metamorphism (Yamaoka, 1957; Kase and Yamamoto, 1988; Sumitomo
Metal Mining Co., 1991), these results suggest that mechanical remobilization processes do not change the δ65Cu valuesof ore significantly.
Although the δ65Cu values of chalcopyrite samples fromboth mines in this study lie within the copper isotope range
for terrestrial igneous copper between −0.6 and +0.4 per mil(Zhu et al., 2000; Larson et al., 2003; Albarède 2004; Archer
and Vance, 2004; Rouxel et al., 2004; Li et al., 2009), it must
be mentioned that chalcopyrite samples from both mines
have slightly, but distinctly, different δ65Cu values.
Since the host rocks and ore minerals of many Besshi-type
deposits in Japan have geochemical similarities with MORB

311
-73-

SCIENTIFIC COMMUNICATIONS

δ65Cu: Range (‰)–4.0 –3.5 –3.0 –2.5 –2.0 –1.5 -1.0 -0.5

0+0.5 +1.0 +1.5 +2.0 +2.5 +3.0 +3.5 +4.0

<Besshi-type deposit>
Cp (Py -rich ore), Besshi Ikadatsu deposit
Cp (Cp -rich ore), Besshi Ikadatsu deposit
Cp (Py -rich ore), Mio mineCp (Cp -rich ore), Mio mine

<Submarine hydrothermal deposit>
Cp (Active vent), 13°N EPR
Cp (Active vent), 21°N EPR
Cp (Inactive vent), 13° N EPR
Cp (Inactive vent), 86° W Galapagos Rift
Cp (Active vent), 14° 45’ N MAR
Cp (Inactive vent), 14° 45’ N MAR
Cp (Active vent), 29° N MAR
Cp (Active vent), 36° 13.8’ N MAR
Cp (Active vent), 37°17’ N MAR
Cp (Inactive vent), 37°17’ N MAR<Alexandrinka Baimak-type deposit>
Cp -rich ore (Chimney)
Cp -rich ore (Stockwork)
Cp -rich ore (Clastic Facies)<Besshi-type deposit (Secondary ore)>
Mal, Besshi Ikadatsu deposit
Mal, Mio mine
Native Cu, Mio mine

<Secondary (supergene) ore worldwide>
Mal
Native Cu

FIG. 3. Variations in δ65Cu values of chalcopyrite, malachite, and native copper from the two Besshi-type deposits inJapan, determined in this study, compared to previous studies of chalcopyrite (chalcopyrite-rich ore) from submarine hydrothermal deposits at mid-oceanic settings (Zhu et al., 2000; Rouxel et al., 2004), Alexandrinka Baimak-type ore deposits,
Russia (Mason et al., 2005), and secondary (supergene) malachite and native copper from various localities (Maréchal et al.,
1999; Larson et al., 2003; Markl et al., 2006; Mathur et al., 2009, and references therein). The light gray bar represents theδ65Cu range of the terrestrial igneous copper (−0.6 to +0.4‰), estimated from the δ65Cu values of igneous rocks and chalcopyrite in igneous rocks (Zhu et al., 2000; Larson et al., 2003; Albarède 2004; Archer and Vance, 2004; Rouxel et al., 2004;
Li et al., 2009). Abbreviations: Cp = chalcopyrite, EPR = East Pacific Rise, Mal = malachite, MAR = Mid-Atlantic Ridge,
Native Cu = native copper, Py = pyrite.

and related hydrothermal ores, it has been suggested thatthese deposits were formed on the sea floor in an extensional
tectonic environment (MOR or rise) during the late Paleozoic
to Mesozoic and were subsequently accreted to active continental margins mainly during the Jurassic to Cretaceous (e.g.,
Sato and Sasaki, 1980; Sato and Kase, 1996; Okamoto et al.,
2000; Nozaki et al., 2006). Kajiwara and Date (1971) measured sulfur isotopes of sulfide minerals from several Besshitype deposits in Japan and suggested that the original sulfur
isotope characteristics in these deposits have not changed remarkably during regional metamorphism, though sulfur isotope homogenization and reequilibration may have takenplace. Similar features were also observed in metamorphosed
VMS deposits worldwide, where regional metamorphism did
not lead to an extensive degree of homogenization; large-scale(individual deposit or ore field), premetamorphic sulfur andoxygen isotope characteristics were generally preserved, however, small-scale (hand specimen or grain to grain) isotopic
homogenization occurred and therefore reduced the original
isotopic range (e.g., Aggarwal and Longstaffe, 1987; Skauli etal., 1992; Cook and Hoefs, 1997). According to the compilation of sulfur isotope data of sulfide minerals (chalcopyrite,
0361-0128/98/000/000-00 $6.00

pyrite, and pyrrhotite) from many Besshi-type deposits inJapan by Sato and Kase (1996), the δ34S values of sulfide minerals from the major Besshi-type deposit in the Sanbagawa
metamorphic belt are distributed between 0 and 5 per mil,without significant variation in a single deposit, and are nearly
identical to those from the sediment-barren ridges, while theδ34S values for the major Besshi-type deposit in the Shimanto
belt are shown from 5 to 10 per mil, which are similar to thosefrom the sediment-covered ridges such as the Middle Valley
at the northern end of the Juan de Fuca Ridge. The Besshitype deposit of the Besshi Ikadatsu deposit and the Mio mine
are now found in the regionally metamorphosed Jurassic accretional terrane (Sanbagawa high-pressure metamorphicbelt) and in the weakly metamorphosed Cretaceous one(northern Shimanto belt), respectively (Komura, 1957; Kanehira and Tatsumi, 1970; Takimoto, 1973; Kase, 1977; Sato andKase, 1996). Therefore, the δ65Cu values of chalcopyrite samples from the Besshi Ikadatsu deposit and the Mio mineprobably represent examples of those in ancient submarine
VMS deposits at the sediment-barren ridge and the sedimentcovered ridge environments, respectively. Previous studiesof δ65Cu values of chalcopyrite in sea-floor hydrothermal

312
-74-

SCIENTIFIC COMMUNICATIONS

deposits from East-Pacific Rise (EPR), Mid-Atlantic Ridge(MAR), and Galapagos Rift showed a significantly large variation from −0.98 to +3.14 per mil (Zhu et al., 2000; Rouxel
et al., 2004). The δ65Cu values of chalcopyrite samples fromthe Besshi-type deposits of the two mines in this study lie
within the copper isotope range of the chalcopyrite from
MOR hydrothermal fields (Zhu et al., 2000; Rouxel et al.,2004), however, they have remarkably limited isotopic variations in each deposit with respect to those in MOR hydrothermal fields (Fig. 3). Because our massive sulfide samples
obviously have undergone recrystallization (Fig. 2) during regional metamorphism, isotopic homogenization on the scaleof hand specimen or a single ore deposit may have takenplace during metamorphism, as suggested by sulfur isotope
studies on the Besshi-type deposits described above. In general, massive sulfides (chalcopyrite) from modern submarinehydrothermal vents (inactive vent) at MOR settings havebeen recrystallized under shallow burial conditions (Zhu etal., 2000; Rouxel et al., 2004), and their δ65Cu values show arelatively narrow range (δ65Cu = −0.98 to +0.14‰) compared to chalcopyrite in active hydrothermal deposits (Fig. 3;
δ65Cu = −0.29 to +3.14‰). The restricted range in δ65Cu(−0.06 to +0.32‰; Fig. 3) was also observed in chalcopyriterich samples from the Alexandrinka Baimak-type ore deposits (not been subjected to pronounced metamorphism ordeformation), Russia (Mason et al., 2005). Therefore, these
subsea-floor recrystallization effects also probably have reduced the original δ65Cu range in our massive sulfide samples. However, a significantly limited range of δ65Cu values(0.68−0.78‰; Fig. 3) were reported by Zhu et al. (2000)
from the chalcopyrite samples in modern active hydrothermal deposits (13°N, on the EPR). Thus, at the moment, wecannot rule out the possibility that chalcopyrite samples inthis study precipitated from isotopically homogeneous fluids(sources) within individual deposits and that copper isotope
fractionation did not occur obviously during their formation.
The δ65Cu values for chalcopyrite samples from the Miomine are isotopically lower than those in the Besshi Ikadatsu
deposit (Fig. 3). According to Rouxel et al. (2004), in hightemperature hydrothermal system, copper isotopes can be
fractionated by a variety of the following processes: (1) duringleaching of copper from the substrate, (2) during precipitation, (3) by hydrothermal reworking of copper sulfides below
the sea floor, and (4) by late-stage processes occurring at low
temperature (e.g., alteration of primary hydrothermal copper
sulfides by seawater and possibly by bacterial leaching of sulfides). All of these processes may contribute to change theδ65Cu values of sulfide minerals in sea-floor hydrothermal
systems (Rouxel et al., 2004). However, in this study, it is difficult to distinguish which process is the most important to explain observed δ65Cu values of samples, because primary textures of the sulfide minerals are not well preserved due torecrystallization and the complex deformation during regional
metamorphism. Assuming sulfur isotope systematics in themetamorphosed VMS deposits described above is applied tocopper isotope systematics, though the metamorphic (subseafloor) recrystallization probably has reduced the primary isotopic range in our sulfide samples, we consider that the measured different δ65Cu values might reflect original (produced
prior to accretion and metamorphism) isotopic differences in
0361-0128/98/000/000-00 $6.00

the two deposits and hence have genetic significance. In general, higher δ34S values for sulfide minerals from sedimentcovered ridge deposits relative to those from sediment-barren
ridge deposits have been explained by the mixing of hydrothermal fluid (sulfur leached from igneous rocks) with sulfur from reduced seawater sulfates (e.g., Goodfellow andBlaise, 1988). Because copper concentration in seawater (7 ×
10−9 mol/kg; Elderfield et al., 1993) is significantly lower compared to that in hydrothermal fluids (10−40 × 10−6 mol/kg;
Elderfield et al., 1993), such a mixing model to explain sulfur
isotope variation in hydrothermal sulfides is unlikely to apply
to copper isotopes (Rouxel et al., 2004) and another explanation is, thus, required.
The chalcopyrite samples from inactive massive sulfide deposits have lower and in most cases negative δ65Cu values,
compared to those from active high-temperature hydrothermal deposits (Zhu et al., 2000; Rouxel et al., 2004; Fig. 3).
This pattern was interpreted as most likely due to selective
leaching of 65Cu from the source rock, imparting an isotopically heavy signature to the high-temperature active ventchalcopyrite (Zhu et al., 2000). In addition, Rouxel et al.
(2004) suggested that dissolution and reprecipitation cancause a significant decrease in δ65Cu in the residual sulfides
as reworking processes proceed. Mason et al. (2005) investigated the copper isotope variations in the Alexandrinka ore
deposits and pointed out that postdepositional sea-floor oxidative dissolution and reprecipitation in the chalcopyritebearing clastic facies, possibly coupled with leaching, led tosystematic negative shifts in δ65Cu values relative to the chalcopyrite in chimney and stockwork samples (Fig. 3). Taking
into account these results of copper isotope systematics insea-floor hydrothermal deposits, we suggest that the difference in δ65Cu values found in chalcopyrite between the
Besshi Ikadatsu deposit and the Mio mine is most likely attributed to the degree of reworking processes after precipitation on a sea floor. Mio chalcopyrite might be significantly affected by dissolution during reworking processes, therefore
their δ65Cu values shifted toward negative values compared tothe original values, assuming no other factors were involved.
However, further exhaustive studies of several hundred samples in the different Besshi-type deposits and modern seafloor hydrothermal deposits would be clearly needed to fully
confirm these statements.
Copper isotope variation in malachite andnative copper from secondary ore
Secondary malachite samples from the Besshi Ikadatsu deposit and the Mio mine have δ65Cu values of 2.64 to 2.97 and2.63 to 2.89 per mil, respectively, and show more positive
δ65Cu values relative to those of the related chalcopyrite.
These values fall within the range of secondary malachite reported to date (Fig. 3). The δ65Cu values of secondary native
copper from the Mio mine range from 1.43 to 1.71 per mil
and are lower than those of malachite within hand specimensfrom the same deposit. These values are slightly higher thanthe previously reported δ65Cu values of secondary native
copper (Fig. 3). Our copper isotope results of secondary
minerals are in agreement with previous observations of secondary ore deposits, i.e., alteration and weathering of primary copper minerals produce a wide copper isotope range

313
-75-

SCIENTIFIC COMMUNICATIONS

in low-temperature secondary copper minerals, with a general shift toward isotopically higher δ65Cu values than inferred precursor minerals (Zhu et al., 2000; Larson et al.,
2003; Rouxel et al., 2004; Mathur et al., 2005, 2009; Markl etal., 2006; Asael et al., 2007).
Although the formation mechanisms of secondary copper
minerals are very complicated and dependent upon many
physicochemical parameters such as temperature, pH, Eh,partial pressure of H2O or CO2, etc., initial oxidation of chalcopyrite usually forms cuprite [Cu (I)] and hematite (or iron
oxyhydroxide) in the secondary (weathering or supergene)environment (Thornber, 1985; Sikka et al., 1991). Malachite
also commonly occurs in intensely oxidized ore. The possible
formation of malachite was expressed by Sikka et al. (1991) as
follows:
Cu2O (cuprite) + H2O + HCO–3= Cu2(OH) 2CO3 (malachite) + H+ + 2e–.

(2)Native copper may also form from cuprite in the oxidation
zone. One possible successive reaction was proposed by
Cornwall (1956) as follows:
CuFeS2 (chalcopyrite) + 8O→
CuSO4 (chalcanthite) + FeSO4
2CuSO4 + 2FeSO4 + H2O→
Cu2O (cuprite) + Fe2 (SO4) 3+ H2SO4
Cu2O + 2FeSO4 + H2SO4→
2Cu (native copper) + Fe2 (SO4)3 + H2O.

(3)

In the secondary environment, secondary copper mineralssuch as cuprite [Cu (I)], malachite [Cu (II)], and azurite [Cu(II)] typically have higher δ65Cu values than associated primary minerals [Cu (I)] (Zhu et al., 2000; Larson et al., 2003;
Rouxel et al., 2004; Mathur et al., 2005, 2009; Markl et al.,2006; Asael et al., 2007). In contrast, secondary native coppers [Cu (0)] have in general lower δ65Cu values than related
secondary malachite and primary copper-rich sulfides(Maréchal et al., 1999; Larson et al., 2003), suggesting thatredox states appear to exert a significant control over fractionation at low temperature. These observations agree withthe results of abiogenic dissolution experiments that oxidationof chalcopyrite [Cu (I)] and chalcocite [Cu (I)] gave Cu (II)leach solutions whose δ65Cu values were higher by up to 1.3
and 2.7 per mil, respectively (Mathur et al., 2005). These results were corroborated by Kimball et al. (2009) who reported
that leachate was enriched in 65Cu relative to original chalcopyrite and enargite samples by 1.37 and 0.98 per mil, respectively. Therefore, 65Cu has presumably been transported
from primary hypogene deposits to secondary deposits andmost likely precipitated as secondary copper minerals.
As seen in Figure 3, the δ65Cu values of the native copper
samples in this study are lower than those of malachite within
a single specimen. These results are in good agreement withpreviously published observations from secondary ore deposits
where secondary native copper shows lower δ65Cu values
than related secondary malachite and cuprite (Larson et al.,
2003; Markl et al., 2006). Although there are presently no experimental data of fractionation factors between Cu(II)(aq) or
Cu(I)(aq) and native copper, previously published experimental results strongly suggest significant negative isotopic fractionations accompanying the abiogenic reduction of Cu (II),0361-0128/98/000/000-00 $6.00

with Cu (I) forming the isotopically light species (Zhu et al.,
2002; Ehrlich et al., 2004; Asael et al., 2007). Ehrlich et al.
(2004) showed that fractionation factors in the [Cu (II)(aq)-Cu(I)(CuS)] system vary from 3.47 ± 0.04 per mil at 2°C to 2.72 ±0.04 per mil at 40°C. Similar copper isotope fractionation factors of 3.02 ± 0.14 and 2.66 ± 0.11 per mil were reported forCu (I) sulfide minerals formed by the reaction of pyrite andpyrrhotite with CuSO4 solution under anoxic conditions at
40° and 100°C, respectively (Asael et al., 2007). In contrast,
small fractionations occur between Cu(II)-bearing aqueous
species and solid [e.g., Cu(II)(aq)-Cu(II)(malachite) fractionation(~0−0.4‰, Maréchal and Sheppard, 2002; Ehrlich et al.,2004)] even under low-temperature conditions. Therefore,
the reduction of Cu (II) or Cu (I) to Cu (0) might induce isotopic shifts toward low δ65Cu values in the native copper compared to malachite from the Mio samples. However, further
experimental studies are needed to fully understand the copper isotope behavior during low-temperature secondary(redox) processes.
Conclusions
We analyzed δ65Cu values of chalcopyrite, secondary malachite, and native copper from two metamorphosed Besshitype VMS deposits at the Besshi Ikadatsu and the Mio mines
in Japan by femtosecond LA-MC-ICP-MS. The δ65Cu valuesof chalcopyrite in Py- and Cp-rich ore from both mines range
from −0.34 to +0.29 per mil, which is a relatively narrow
range compared to those of reported chalcopyrite data frommodern submarine hydrothermal vents at MOR settings(δ65Cu = −0.98 to +3.14‰; Zhu et al., 2000; Rouxel et al.,2004). There are negligible differences in δ65Cu values ofchalcopyrite between Py- and Cp-rich ore formed by mechanical remobilization processes during late-stage regional
metamorphism (Yamaoka, 1957; Kase and Yamamoto, 1988;
Sumitomo Metal Mining Co., 1991), suggesting that theseprocesses do not change the δ65Cu values of ore significantly.
The δ65Cu values of chalcopyrite from the Besshi Ikadatsu
deposit (0.03−0.29‰) and the Mio mine (−0.34 to −0.13‰)
are slightly different, suggesting that, despite the fact that isotopic homogenization probably reduced the original δ65Cu
range during regional metamorphism, premetamorphic
δ65Cu characteristics of both mines are generally preserved.
The chalcopyrite of the Mio mine might be significantly affected by dissolution during reworking processes after precipitation on a sea floor.
Secondary malachite (2.63−2.97‰) and native copper(1.43−1.71‰) have higher δ65Cu values than chalcopyrite
from the same deposit. Such isotopic variation is presumably
due to a redox-controlled isotopic fractionation at low-temperature conditions during secondary (weathering) processes
involving the preferential incorporation of 65Cu in secondary
Cu(II) solutions, followed by significant negative isotopic
fractionations accompanying the reduction of Cu (II) solutions to native copper [Cu (0)].
Acknowledgments
We are grateful to Atsushi Yasuda of the University ofTokyo for his expert help during the EPMA analysis. We
would like to thank John Chapman and Sarah Gleeson forproviding constructive comments that helped improve the

314
-76-

SCIENTIFIC COMMUNICATIONS

manuscript. Financial support for this study was partially provided through the Japan Society for the Promotion of Science(JSPS) Research Fellowship for Young Scientists (17-11760).
This work was also partially supported by the Ministry of Education, Culture, Sports, Science and Technology, Japan,
through a Grant-in Aid (18654097, 18204052, and 20340156).
REFERENCES
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316
-78-

火山噴火予知連絡会への提出資料

火山噴火予知連絡会資料
第 116 回（2010 年 6 月 16 日）
・	
 雲仙岳周辺における傾斜変動
・	
 雲仙岳北麓における全磁力変化
・	
 雲仙火山における地下水観測・	
 雲仙火山における温泉観測・	
 阿蘇火山における温泉観測第 117 回（2010 年 10 月 13 日）
・	
 雲仙岳周辺における傾斜変動
・	
 雲仙岳北麓における全磁力変化
・	
 平成新山ドームの噴気ガスの温度変化
・	
 雲仙火山における地下水観測・	
 雲仙火山における温泉観測・	
 阿蘇火山における温泉観測・	
 伊豆鳥島火山の火山活動
霧島山（新燃岳）の火山活動に関する拡大幹事会（2011 年 2 月 3 日）
・霧島山（新燃岳）火口西南西３km（新湯付近）における地震計アレイ観測・霧島山（新燃岳）における広帯域地震・空振・傾斜観測について
第 118 回（2011 年 2 月 15 日）
・	
 雲仙岳周辺における傾斜変動
・	
 雲仙岳北麓における全磁力変化
・	
 平成新山ドームの噴気ガスの温度変化
・	
 雲仙火山における地下水観測・	
 雲仙火山における温泉観測・	
 阿蘇火山における温泉観測・	
 霧島山新燃岳調査観測報告
1.霧島市新湯付近で確認した噴石の飛散状況
2.新湯付近における３成分地震計アレイ観測
3.空振計・傾斜計・広帯域地震計で捉えられた噴火震動

第 119 回（2011 年 3 月 22 日）
・霧島山新燃岳 2011 年 2 月 1 日噴火火山弾中の硫化鉱物-79-

火山噴火予知連絡会会報
第 105 号
阿蘇火山における地球科学的観測・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・153-155
雲仙岳火山活動状況（2009 年 6 月〜2010 年 1 月）・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・156-160(※) 掲載資料-80-九州大学地震火山観測研究センター*
第 117 回火山噴火予知連絡会資料 伊豆鳥島

伊豆鳥島火山の火山活動
九州大学地震火山観測研究センターでは，2002 年 8 月の伊豆鳥島硫黄山の小噴火のあと，2002 年 11 月から山階鳥類研究所の協力を得て，現地で微小地震を続けている．データ回収には NTT ドコモの衛星携帯電話を使用していることもあり，伝送速度の関係で上下動 1 成分(固有周期 2Hz)を現地トリガー方式で記録している．
前回の報告（第 103 回火山噴火予知連絡会,2006 年 2 月）以降，特に大きな地震活動はない
が，2009 年 1 月 5 日の 16〜17 時台に 8 回の有感クラスの地震を含む 45 回の群発地震が観測された．最大のものは 16:51 のもので，気象庁では M4.0 深さ 36km と求められている．実際には PS は 1 秒以内であり，震幅は 1kine に近い．群発はすぐに収まり，そのあとの地震活動は低調である．特にこれらの地震活動に同期した表面現象は観察されていない．

2009/1/5
50mkine

10min
-81-

2010 年 6 月の 5 年ぶりの上陸調査では，2003
年に設置した GPS 繰り返し観測点の再測定を行った．このうち西岸の初音崎(TRS0)は毎回 3 日間程度観測を，それ以外の観測点は短縮スタティッ
ク測量で計測している．今回の上陸調査は期間が短かったことと，天候が良くなかったことから 5地点の測定ができなかった．これまで 4 回 7 年間の変位量から求めた GPS の観測結果を図に示す．
TR04 点を除いて 0.2cm/yr 以内の水平変動であり，中央火口丘である硫黄山に向かって収縮する傾向がみられる．上下変動は多くの点で 0.2cm/yr
程度のわずかな沈降が見られる．
また今回の調査でも，測定数は少ないものの50cm 地下地温の測定を行った．硫黄山北西部のGPS 測量結果.実線が水平変位ベクトル，
棒グラフが上下変位を示す．

噴気地帯は 1957 年以降 2005 年まで 100℃を保っていたが，今回は最大でも 88℃まで低下し，噴気もごく弱く，硫黄臭気も無くなった．また硫黄山西麓の活発な噴気地帯であった「亀の甲」地帯も，温度は 100℃を保っているが硫黄臭はまったく無くなっていた．
これらの状況から，伊豆鳥島は 2002 年の噴火以降は徐々に火山活動が衰退しつつある状態と考
えられる.
2010

2005

硫黄山北西部噴気帯

亀の甲

50cm 深地温分布*松島(左) 2005 年 9 月(右) 2010 年 6 月

健

この図の作成にあたっては、国土地理院発行の２万５千分の１地形図（伊豆鳥島）を使用した
を使用した
-82-

第117回火山噴火予知連絡会

九州大学地震火山観測研究センター＊

阿蘇火山における温泉観測
栃ノ木温泉
水温（℃）

栃ノ木温泉

水温（℃）

水温の推移

44.0
43.0
42.0
41.0
40.0
39.0
38.0

7

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7

栃ノ木温泉

pH

pHの推移

7.4

pH

7.2
7.0
6.8
6.6

電気伝導率(mS/m)

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7

栃ノ木温泉

電気伝導率の推移

200
190
180
170
160
150

電気伝導率(mS/m)

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7

栃ノ木温泉

陽イオン濃度の推移

Na+
K+
2+
Ca
Mg2+

陽イオン(mg/l)

250.0
200.0
150.0
100.0
50.0
0.0

陰イオン(mg/l)

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7
700
600
500
400
300
200
100
0

栃ノ木温泉

陰イオン濃度の推移

HCO3ClSO42-

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7

栃ノ木温泉

CO2/Re(蒸発残留物)濃度比の推移

CO2/ReCO2/Re

0.35
0.30
0.25
0.20
0.15

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7

800

孤立型微動日別回数

気象庁資料

600
回

400
200
0

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7

阿蘇栃ノ木温泉小山旅館（平湯）の水温・pH・電気伝導率・主要化学成分濃度・CO２ /Re(蒸発残留物)濃度比の推移（孤立型微動日別回数は気象庁資料）．源泉は，中岳火口から西南西約10kmに位置している．
（2010年2月～4月及び8～9月は，旅館のメンテナンス工事に伴う欠測）＊福井理作・清水 洋・太田一也

-83-

阿蘇山

第118回火山噴火予知連絡会

九州大学地震火山観測研究センター＊

阿蘇火山における温泉観測
垂玉温泉
垂玉温泉

水温（℃）

水温の推移

水温（℃）

53.0
52.0
51.0
50.0
49.0
48.0
47.0

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

垂玉温泉

pH

pH

pHの推移

6.4
6.2
6.0
5.8
5.6
5.4

1

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

電気伝導率(mS/m)

垂玉温泉

電気伝導率(mS/m)

電気伝導率の推移

65.0
60.0
55.0
50.0

陽イオン(mg/l)

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

45
40

垂玉温泉

陽イオン濃度の推移

+

Na
K

35
30
25

+
2+

Ca

2+

Mg

20
15

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

陰イオン(mg/l)

200

垂玉温泉

陰イオン濃度の推移

150

HCO3-

100

Cl

50

SO42-

-

0

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

垂玉温泉

CO2/Re(蒸発残留物)濃度比の推移

CO2/ReCO2/Re

1.25
1.00
0.75
0.50

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

800

気象庁資料

孤立型微動日別回数

600
回400
200
0

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

阿蘇垂玉温泉山口旅館（本湯）の水温・pH・電気伝導率・主要化学成分濃度・CO２ /Re(蒸発残留物)濃度比の推移（孤立型微動日別回数は気象庁資料）．源泉は，中岳火口から南西約5kmに位置している．

南阿蘇村吉岡において，やや活発な噴気活動が続いているが，その約1.3km南方に位置する垂玉温泉の色（無色透明）・主要陰イオン濃度等には，有意な変化は見られない．
孤立型微動は，昨年7月中旬頃から減少に転じ、少ない状態で経過している．水温・主
要化学成分・溶存二酸化炭素相対濃度（二酸化炭素濃度／蒸発残留物濃度）には，火山活動に起因すると思われる顕著な変動はない．
なお，阿蘇栃ノ木温泉小山温泉（平湯）は現在休業中のため観測を中止している．
*福井理作・清水 洋・太田一也

-84-

阿蘇山

第118回火山噴火予知連絡会

九州大学地震火山観測研究センター＊

雲仙火山における温泉観測
SHV観測井SHV観測井

水温（℃）

水温の推移

水温（℃）

29.0
28.0
27.0
26.0
25.0
24.0

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

SHV観測井

pHの推移

pH

7.4

pH

7.2
7.0
6.8
6.6

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

電気伝導率(mS/m)

SHV観測井

電気伝導率の推移

電気伝導率(mS/m)

110
105
100
95

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

陽イオン(mg/l)

SHV観測井陽イオン濃度の推移

180
160
140
120
100
80
60
40
20
0

Na+
K+
Ca2+
Mg2+

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

陰イオン(mg/l)

SHV観測井陰イオン濃度の推移

700
600
500
400
300
200
100
0

HCO3ClSO42-

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

SHV観測井

CO2/Re(蒸発残留物)濃度比の推移

0.14

CO2/R
e

CO2/Re

0.12
0.10
0.08
0.06
0.04

2003/7 2004/1 2004/7 2005/1 2005/7 2006/1 2006/7 2007/1 2007/7 2008/1 2008/7 2009/1 2009/7 2010/1 2010/7 2011/1

地震火山観測研究センター・島原観測所温泉観測井（ＳＨＶ観測井）の水温・pH・電気伝導率・主要化学成分濃度・
CO２ /Re(蒸発残留物)濃度比の推移

2003年9月の観測再開以降，火山活動に起因すると思われる顕著な変動
はない．

雲仙岳

＊福井理作・清水 洋・太田一也-85-

第118回火山噴火予知連絡会

九州大学地震火山観測研究センター＊

雲仙火山における地下水観測
地下水位（SHV観測井）
月平均水位
800.0

地下水位（cm）

700.0
600.0
500.0
400.0
300.0
200.0
100.0

（基準面は標高17.4m）

0.0

1986年 1988年 1990年 1992年 1994年 1996年 1998年 2000年 2002年 2004年 2006年 2008年 2010年 2012年

水温（SHV観測井）

月平均水温30.000水温（℃）

29.80029.60029.40029.20029.0001986年 1988年 1990年 1992年 1994年 1996年 1998年 2000年 2002年 2004年 2006年 2008年 2010年 2012年

雨量(mm)

月間総雨量（ＳＥＶＯ）

月間総雨量

1000.0
900.0
800.0
700.0
600.0
500.0
400.0
300.0
200.0
100.0
0.0

1986年 1988年 1990年 1992年 1994年 1996年 1998年 2000年 2002年 2004年 2006年 2008年 2010年 2012年

地震火山観測研究センター・島原観測所温泉観測井(SHV観測井)における月平均水位・月平均水温・月間総雨量の観測結果（2005年5月以降の月間総雨量は気象庁アメダス島原を使用）

地震火山観測研究センター・島原観測所温泉観測井(SHV観測井)は，構内の標高
47.9mの場所に設置された深さ365mの坑井である．全長にわたり，ケーシングパイプが挿入されており，255～355m間にはストレーナーが配置されている．水圧式水位計を地表から30.5m，水晶温度計を329mの深さに設置している．
当観測井の地下水位は，時差2ヶ月・半減期12ヶ月の実効雨量（雲仙岳）と正の相関が強いことがわかっている（回帰期間：1998年1月～1999年12月）．
水温は，1988年10月～1991年8月の期間は，やや高い値を示している．その後は，微細変動を繰り返しながら，ごくゆっくりした速度で低下している．

＊福井理作・清水 洋・太田一也

-86-

雲仙岳

九州大学地震火山観測研究センター

第 118 回火山噴火予知連絡会

平成新山ドームの噴気ガスの温度変化
カルデラ縁

C点（透明）

F点（透明）スパイン

N

D点（透明）
崩落堆積物

破砕された溶岩か
らなる台地

11

霧氷沢

A点（透明）

古い溶岩の残骸

E点（高温・透明
刺激臭)

G点（ 透明）
島の峰

0

10 0

20 0m

溶岩ドームの主な噴気分布（中田節也（5/19/95）の図に加筆）

Temperature

E 点における北川式検知管によるガス成分測定結果●噴気ガスの温度は順調に低下している．2008 年秋以降は最高温度が摂氏 200 度を下回っており，
2010 年 11 月 23 日測定での最高温度は E 地点の摂氏 146 度であった．
●E 点は活動末期に隆起した尖頂（Spine）の西側の根元にあり，マグマの湧き出し口（旧地獄跡火口）の直上にある．以前見られたモリブデン化合物は見られず，現在は硫黄の昇華物のみ肉眼で確認される．
●E 点では塩化水素が急激に減少し，そのかわり硫化水素が検出されるようになってきた．
＊池端慶・山下裕亮・松島

健・清水

洋
-87-

雲仙岳

-88-

1997

2007

46350

2002

46600

1992

46450

proton2

46700

46550

46800

46750

46650

proton1

全磁力

46900

47000

全磁力差 (nT)proton1 (nT)

全磁力差(nT)

1997

2002

全磁力差（単純差）

2007

2002

2007
全磁力を30日間の移動平均値を用いて，ばらつきが最小になるように係数を決めて差を求めた．また0.8nT/yrの経年変化を差し引いた．
2000年ごろより全磁力差が減少し，帯磁傾向が見える

1997

P2 - P1*1.01 - 0.80*yr + 857

全磁力差

単純差では約0.8nT/yrの増加傾向が見られる．さらに両地点には1度05分の伏角の違いがあり，最近の九州地方の地磁気永年変化の影響を受けている．

1992

-1
1992

0

1

2

3

-320

-316

-312

-308

-304

-300

雲仙岳北麓における全磁力変化

第118回火山噴火予知連絡会

九州大学地震火山観測研究センター

proton2 (nT)

雲仙岳

-89-

Tilt (microradian)

130 10

千々石湾

山領
(YME)

山寺
(YTE)

130 20島原 半 島

平成新山

有明海

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

1992

1997

地震による飛び

NS
EW

降雨の影響

E down

2002

山領

2007

N down

地震による飛び

降雨の影響

降雨の影響が多少見られるが，特に火山活動に関連すると思われる
変動はない．

32 40

32 50

池の原
(IKE)

礫石原
(KRE)

九州大学地震火山観測研究センター

雲仙岳周辺における傾斜変動
Tilt (microradian)

0

10

0

5

-15

-10

-5

0

5

10

15

-30

-25

-20

-15

-10

-5

-30

-20

-10

Tilt (microradian)
Tilt (microradian)

1992

1992

1992

NS
EW

1997

NS
EW

2002

2002

山の寺

2002

E downN down2007

2007

N downE downMonthlyRain(mm)at UWS,JMA

N downE down2007

福岡県西方沖地震による飛び地震による飛び地震による飛び池の原

日向灘地震による飛び

1997

地震による飛び1997

地震による飛び地震による飛び

礫石原

500

1000

第118回火山噴火予知連絡会

九州大学地震火山観測研究センター

雲仙岳

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-102-

普及・啓蒙活動の実績
講演その他
清水 洋
2010.04.12

JICA 火山学・総合土砂災害対策コースの研修員9 名に対して，九大地震火山センターや雲仙岳
災害記念館などの施設を案内し，九州地区の地震や雲仙火山の観測・研究について説明をしました．

2010.07.25

雲仙岳災害記念館主催の島原半島ジオツアー「親子普賢岳登山」において，野外講師を務めました．

2010.08.05

長崎県雲仙市で開催された「平成22年度長崎県小学校社会科研究大会」において，長崎県小学校社会科教諭を対象に，「雲仙普賢岳噴火と島原半島ジオパーク」と題して記念講演を行いました．

2010.08.27

国土交通省主催の平成22年度「キャンプ砂防 in 雲仙」が開催され，参加した学生を対象に「雲仙火山の噴火活動とマグマ供給系」と題して講義を行ったのちセンター施設を案内しました．

2010.10.08

日本火山学会主催の「火山防災シンポジウム –あすの火山観測体制と火山防災を考える-」において，第一部「活火山の監視観測と火山防災の取り組み -最近の事例紹介-」では「大学の火山観測研究の基盤整備に対する最近の取り組みについて」と題して講演を行い，第二部「活火山の監視観測と噴火警報-いかに火山災害の軽減に役立てるか-」ではパネリストを務めました．

2010.10.23

長崎県主催の「長崎県防災推進員（自主防災リーダー）養成講座」において，防災関係者を対象に「地震のしくみと被害」および「火山のしくみと被害」と題して講演を行いました．
（開催地：長崎県佐世保市）

2010.11.13

長崎県主催の「長崎県防災推進員（自主防災リーダー）養成講座」において，防災関係者を対象に「地震のしくみと被害」および「火山のしくみと被害」と題して講演を行いました．
（開催地：長崎市）「火山セミナー in Unzen 2010 雲仙普賢岳の火山噴火から20年〜これまで，これから〜」において，「火山観測と噴火予知」と題して講演を行い，パネルディスカッションではパネリストを務めました．

2010.11.18「平成 22 年度 都道府県指定都市教育センター所長協議会 地学部会（第 48 回）研究協議会及び研究発表会」において，全国の教育センター理科指導主事を対象に， 「最近の地震・火山研究の成果と課題」と題して講演を行いました．

-103-

2010.11.25

長崎県の高校理科（物理，地学）教員約30名に対して，九大地震火山センターの研究紹介と施設の案内をしました．

松島 健
2010.08.16

雲仙・普賢岳に新たに設置が計画されている登山道の踏査調査の現地案内を務めました．

2010.09.17

普賢岳周辺地域の活用に関する担当者会議（第4回）が雲仙岳で開催され，雲仙・普賢岳に新たに設置が計画されている登山道の踏査調査の案内を務めました．

2010.12.01

雲仙・普賢岳に新たに設置が計画されている登山道の踏査調査の現地案内を務めました．

植平賢司
2010.11.25

長崎県の高校理科（物理，地学）教員約30名に対して， 九州地区の地震の観測・研究について説明をしました．

そ の 他
2010.07.17-18

火山との共生推進協議会主催の「こども火山ジオ交流会」において講師を務めました．
（池端，千藏，宮崎）2010.08.01

雲仙岳災害記念館主催のキッチン火山実験講座「火山をまるかじり！」において講師を務めました．（千藏，宮崎）-104-おもなセンター行事

2010年7月30日-8月1日
2012年に島原半島で開催される「第5回ジオパ

2010年4月1日

ーク国際ユネスコ会議」に向け，世界ジオパーク

理学部等研究教育技術支援部付属施設技術室

ネットワークの委員による事前調査が実施され，長の福井理作が，技術専門員に昇任しました．

学術研究者として清水と松島が同行し説明を行

2010年4月6日

いました．

メキシコのコリマ大学火山観測所の Vyacheslav

2010年8月21日-9月5日

Zobin 教 授 に よ る セ ミ ナ ー ” The 1997-2007

島弧型玄武岩質マグマ噴火のマグマ系と噴火機

eruption at Volcan de Colima, Mexico. - Seismic

構解明のための日ロ共同研究 (研究代表者:中signals

their

川光弘北大教授）の一環として，ロシア・カムチャ

informativity –“がセンター新館において開催さッカ半島のクリチェフスカヤ火山の調査および観れました．

測計器設置作業に松島が参加しました．

2010年4月15日

2010年8月30-9月2日

マレーシアで開催された第4回ジオパーク国際ユ

現在も小規模ながら発生が続いている福岡県西ネスコ会議に松島が参加し，次回2012年のジオ

方沖地震の余震を調査するために，福岡市長谷パーク国際ユネスコ会議開催を長崎県島原半島

ダム周辺において，地震計アレイの設置作業をジオパークに誘致することに成功しました．

行いました（清水，松本，池端，中元，山下，千2010年4月19-24日藏，宮崎）．

長崎大学水産学部の長崎丸（842 総トン）を使用[撤収作業：11月24-26日]

し，九州東方の日向灘に 25 台（うち九州大学 112010年9月1日，6日，8-9日，11日

台）の海底地震計を設置しました．これは，長崎

雲仙・普賢岳火砕流で亡くなったフランスの火山

大学，東北大学，東京大学，鹿児島大学との共学者クラフト夫妻を描いた日仏国際共同制作ド

同研究であり，日向灘における沈み込みの特徴

キュメンタリードラマの撮影がセンター内で行わ（スラブの形状，応力場など）の解明のため，自れました．

然地震観測を行います．設置航海には九大から2010年9月13-15日

植平，内田，山下裕，宮崎が参加しました.

ひずみ集中帯全国共同GPS観測において新潟

2010年6月10-22日

県上越・中越地方に5点の臨時観測点を設置担

山階鳥類研究所の協力のもと，伊豆鳥島火山の当しました（松島，武田）．

現地調査を実施しました（松島）．

2010年10月1-7日

2010年6月24日

ニュージーランド南島における，京都大，東北大，

平成新山の調査登山を実施しました．

ニュージーランド国立地球科学核研究所，ヴィク（清水，池端，宮崎）．

トリア大、オタゴ大，カンタベリー大学との共同研

2010年7月1-2日

究打ち合わせおよび地震観測を行いました（松京都大学・鹿児島大学と共同研究発表会として本）．

「別府島原研究会」がセンター新館において開2010年11月2日

催されました．

第5回ジオパーク国際ユネスコ会議第1回組織委

2010年7月5-10日

員会が島原で開催され，清水が組織委員会幹2010 年 4 月に日向灘に設置した海底地震計を事および実行委員会募金部会長，松島が実行

長崎大学水産学部の長崎丸を使用して回収しま委員会副委員長および実行委員会行事部会長

した（植平，内田，宮崎，大嶋(M2)）．

に選出されました．

ofvolcanic

earthquakes

and

-105-

2010年11月7-14日

火山噴火予知連絡会が霧島山（新燃岳）の総合

火山噴火予知計画に基づく桜島火山集中観測観測班を設置し，清水が幹事の一人として観測の一環として．桜島の水準測量が行われました

活動等の協力をしていくことになりました．

（松島，内田，中元）．

2011年1月31日-2月3日

2010年11月23日

東京大学との共同研究で，房総半島沖から茨城

平成新山への調査登山を実施し，溶岩ドームの県沖合にかけて海底地震計（OBS）を設置しエア

噴気の温度やガス成分を測定しました．防災・報ガンによる構造探査を行いました（植平）．

道関係者なども登山に同行しました

2011年2月5-7日（清水，松島，池端，山下，武田，三隅）．

霧島山（新燃岳）の火山観測を実施し，前月に2010年11月30日-12月3日

設置した地震計のデータ回収，噴石調査や観測

東大地震研究所・名古屋大学・伊ナポリ大学との機器の設置を新たに行いました（清水，松本，松共同研究として，雲仙岳に素粒子ミューオンを捉島，植平，池端，中元，山下）．

える原子核乾板を設置しました（清水，内田，池2011 年 2 月 7 日

端，山下，宮崎，植平）．

植平と内田が JGN2plus アワード「社会基盤貢献

2010年12月6-11日賞」を受賞しました．

2010年桜島火山構造探査が全国の火山噴火予

プロジェクト名「広域 L2 網による次世代地震デー

知研究機関と共同で実施されました

タ交換・流通システムの構築」（プロジェクト代表：（清水，松島，山下）．

東京大学・鷹野澄）

2011年12月20-23日

2011 年 2 月 10 日

ひずみ集中帯総合観測研究の一環として，宮崎「九州大学理学府地球惑星科学講座修士1年中

県延岡市と大分県竹田市・別府市・宇佐市に臨間報告会」が行われ，センターからは以下の発時地震観測点を設置しました

表がありました．

（清水，松本，千藏，宮崎）．

[研究発表]

2011年1月20日

千藏ひろみ：別府島原地溝帯における地震発生「九州大学理学部地球惑星科学科2010年度特メカニズムに関する研究

別研究発表会」が行われ，センターからは以下

宮崎真大：反射波を用いた豊後水道下におけるの発表がありました．

不均質構造検出の試み[研究発表]

2011年2月11-18日

武田智之：微小地震の応力降下量の推定

東京大学，九州大学，北海道大学，東北大学，2011年1月25-26日

千葉大学，鹿児島大学との共同研究で，房総半「九州大学大学院理学府地球惑星科学専攻

島沖から茨城県沖合にかけて海底地震計

2010年度修士論文発表会」が行われ，センター（OBS）を設置し，エアガンによる構造探査を行いからは以下の発表がありました．

ました（植平）．

[研究発表]

2011年2月19日

糸谷夏実：島原半島地域における微動H/Vスペ

雲仙岳災害記念館で「カティアとモーリス 〜世

クトル比を用いた地盤構造推定

界の火山に挑んだ夫妻〜」特別企画展が開催さ栢橋志郎：地震波干渉法を用いた地下構造の推定れました．

2011年1月28-30日

本企画展は20年前の雲仙普賢岳の火砕流で命

霧島山（新燃岳）の火山観測のため，現地に地を落としたフランス人火山学者クラフト夫妻が撮

震計や傾斜計，空振計を設置しました（清水，松影した世界中の火山の写真展であり，松島・清本，松島，山下，宮崎）．

-106-

水が監修するとともに，清水がオープニングセレ
モニーのテープカットを行いました．
2011 年 3 月 11 日
三陸沖から茨城沖にかけての広い範囲でマグニ
チュード 9.0 の巨大な地震が発生し，大津波や地震動で多くの被害がでました．当センターでは，地震が発生した翌日 12 日から教員 2 名（松島・松本）を現地に派遣し，東北大学地震・火山噴火予知研究観測センターの支援及びほかの大学と共同で臨時の地震観測点の設置作業を行いました．
2011年３月24-31日
東北地方太平洋沖地震の余震観測のため，北海道大学・東北大学・東京大学・千葉大学・鹿児
島大学と共同で海底地震計（九州大学11台）を震源海域に設置しました．（植平）-107-

センター関連の報道記事
掲 載 日
2010/04/27
2010/04/28

掲 載 誌
西 日 本 新 聞
島 原 新 聞2010/06/04
2010/07/25
2010/07/29

毎 日 新 聞島 原 新 聞長 崎 新 聞2010/08/01

長 崎 新 聞2010/08/01

島 原 新 聞2010/08/07

長 崎 新 聞2010/08/25

島 原 新 聞2010/09/09

朝 日 新 聞2010/09/18

毎 日 新 聞2010/10/04

日本経済新聞2010/10/05
2010/11/12

毎 日 新 聞読 売 新 聞2010/11/13

長 崎 新 聞2010/11/16

西 日 本 新 聞

2010/11/17

西 日 本 新 聞

2010/11/17

長 崎 新 聞2010/11/19
2010/11/19

長 崎 新 聞朝 日 新 聞2010/11/24

長 崎 新 聞2010/11/24

毎 日 新 聞2010/11/24

西 日 本 新 聞

2010/11/24
2010/12/01

読 売 新 聞朝 日 新 聞2010/12/05

西 日 本 新 聞

見 出 し・	 「火山との共生 発信」 ユネスコ会議の成果報告
・	
 ジオパーク国際ユネスコ会議 火山との共生と恵みアピール 2 年後に地元-観光と教育 PR・	
 平成新山「学ぶ」観光活用へ 火山知り防災など期待・	
 『普賢岳いまむかし』 災害記念館で企画展
・	
 活火山ある地域同士 島原と阿蘇の子ども交流 火山の恵みと災害学ぶ 焼失校舎など見学
・	
 ジオパーク国際ユネスコ会議 GGN 委員が来島し支援
災害記念館などを事前調査
・	
 国際会議に向け島原で事前調査 GGN 委員 2 人・	
 普賢岳大火砕流で犠牲 クラフト夫妻の生涯をドラマ化
NHK が来春放送 関係者の証言交え再現・	
 日仏国際共同制作ドラマ クラフトさん夫妻を描く NHK
で来春の放送予定・	
 大火砕流犠牲者の仏学者をドラマ化 来年放送、島原でロケ
・	
 目前に迫る平成新山 観光登山道ルート調査 行政関係者、火山研究者ら・	 気象庁 防災科研 大学 火山情報網、即時に共有
国立大拠点弱体化補う 研究のすそ野拡大・	
 平成新山に観光登山道計画 大地の息吹 間近に・	
 普賢噴火 20 年＜中＞ 予算削減 人員も不足 危うい観測態勢
・	 火山とともに＜上＞雲仙・普賢岳噴火から 20 年 惨禍
減災へ「知り、学ぶ」
・	
 普賢岳・平成噴火から20年 地下深く、今も噴火準備 四つのマグマだまり注視 防災の鍵は「人の力」
・	
 火山と歩む 普賢岳噴火 20 年＜中＞ 観測“苦境”を支える使命感
・	
 雲仙・普賢岳 きょう噴火から 20 年・	
 新登山道で振興目指す 溶岩ドーム間近で観察
・	
 普賢岳の調査結果も 長崎で地学研究発表会全国大会
・	
 火の山と生きて 雲仙・普賢岳噴火から 20 年＜下＞学術と観光 地質遺産 恵み生かす 「創造と再生」への道
・	
 「平成新山」調査登山 火山活動落ち着く 九大・松島准教授「噴気温度 順調に低下」
・	
 雲仙・普賢岳噴火 20 年 新山「登山道ムリ」 研究者ら、現地調査で危険視・	 平成新山 噴気温度 変動なし 九大など山頂視察 火山活動 平静続く・	
 平成新山「登山道まだ早い」 防災担当者ら 40 人登る・	
 普賢岳新登山ルート調査に同行 地球の息吹 実感 風穴「共生の証し」・	
 マグマ上昇なく静穏・	 平成新山 宇宙線で透視 九大など 内部構造解明に期
待 雲仙・普賢岳-108-

コメントなど
松島 健
松島 健
清水 洋
展示協力
講師（池端，
千藏，宮崎）
視察同行（清水，松島）視察同行（清水，松島）
制作協力（清水，松島）制作協力（清水，松島）撮影協力（SEVO）
松島 健
清水 洋
松島 健
清水 洋
清水 洋
清水 洋
松島 健
清水 洋
松島 健
清水 洋
清水 洋
松島 健
松島 健
松島 健
松島 健
松島 健

清水 洋

2011/01/28
2011/02/02

毎 日 新 聞毎 日 新 聞2011/02/20

長 崎 新 聞2011/02/20

朝 日 新 聞・	 「享保噴火」に匹敵か・	
 新燃岳 4 度目爆発 「大噴火の危険性も」 九大・松島准教授
・	
 フランス人火山学者 クラフト夫妻 業績たたえ特別企画
展

松島 健
松島 健

・	
 火山に挑んだ夫妻悼む 雲仙岳災害記念館でパネル展監修（清水，

監修（清水，
松島）
松島）

2011/02/20

西 日 本 新 聞・	 火山の『美と危険』紹介 大火砕流で犠牲 クラフト夫妻の写真展示

監修（清水，

2011/02/22

島 原 新 聞・	 写真で火山の恐怖と美を クラフト夫妻の特別展開幕

2011/03/12
2011/03/26
2011/03/26

西 日 本 新 聞
長 崎 新 聞宮崎日日新聞・九州なお津波警戒を 専門家「連動地震否定できぬ」
・	 警戒区域 1 年延長 島原半島 3 市など雲仙岳調整会議
・	
 新燃岳噴火 2 カ月 予断許さない状況 防災対策練り直しを監修（清水，
松島）
清水 洋
松島 健
清水 洋

松島）

おもな TV ニュース報道
2010/04 取材 NHK 国際放送 out & about 「雲仙岳火山活動とその研究」について （松島 健）
2010/11/17 NCC 長崎文化放送「スーパーJ チャンネルながさき」 雲仙・普賢岳噴火から 20 年 （清水 洋）
NHK 長崎放送「ニュース長崎 EYE610」 雲仙・普賢岳噴火から 20 年 研究現場の現状と課題（清水 洋）
2011/02/18 NHK 長崎放送「ニュース長崎 EYE610」 フランス人火山学者 クラフト夫妻の特別企画展開催（監修コメント：清水 洋）-109-

-110-

-111-

平成２２年１１月１６日

西日本新聞

平成２２年１１月１６火 西日本新聞-112-

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地震火山観測研究センター年報
2010 年度版
九州大学大学院理学研究院
附 属 地 震 火 山 観 測 研 究 センター
〒855-0843 長崎県島原市新山2-5643-29
TEL (0957)62-6621
FAX (0957)63-0225