八木原　覚・井口正人・為栗　健・筒井智樹・及川　純・大倉敬宏・宮町宏樹
1. はじめに
鹿児島市の南南西約240 kmにある諏訪之瀬島(Fig. 1)は，北北東–南南西方向の長径が約8km, それに直交する方向の短径が約6 kmの楕円形を呈し，長径方向に配列する富立岳火山，御岳火山，根上岳火山と御岳の北西側の須崎火山の4火山体(Fig. 1のTn, Ot, Ng, Su)で構成される(平沢・松本, 1983;鳩野・小屋口, 2001)活動的火山である。現在の活動火口は御岳火口と呼ばれ(Fig. 1のCc)，島の中央部から北東〜東側に開いた馬蹄形前壊カルデラ（作地カルデラ）内に位置する.記録が残る19世紀以後では，溶岩流出を伴う顕著な噴火活動が2回発生した,  1813年の噴火では,御岳火山体上に生じた火口列で噴火が発生し，溶岩流が西海岸まで到達した。この活動の末期に御岳火山で山体崩壊が発生し、作地新期カルデラを形成した（崎野・小屋口, 2001).  1884〜1885年に発生した噴火活動では, 島の中央部の作地カルデラ底部に形成された火口丘（御岳火口）から流出した溶岩が東海岸に到達した（村内, 1954;大森, 1918).さらに，1957年頃から噴火活動が頻発し始め（井口, 2000;気象庁, 2005),現在までほぼ連続的に御岳火口でストロンボリ式またはブルカノ式噴火を頻繁に繰り返している(Iguchi, 1991;井口, 2000),トリガー方式の地震観測(Iguchi, 1991)を開始した1989年から現在までの期間における最も顕著な活動の変化は, 2000年12月の,噴火を繰り返していた火砕丘（御岳火口）の東北東斜面上における新たな火口の形成である。これ以後の活動は，火山性欲動の発生，火山ガスや火山灭の連続的または間歌的な放出。および小規模な爆発的噴火の発生が数週間おきに観測されることで特徴づけられる.以上のように，長期間にわたって小規模な爆発的噴火を繰り返す諏訪之瀬島では，爆発的噴火発生前後の微小な力学的現象が検出されている。 Iguchi et al. (2008)は,演訪之瀬島の爆発発生の約100秒前から地盤が降起し,爆発発生とともに地盤が沈降する現象を反映した超長周期パルスを見出した．この超長周期パルスについては,力源の藻さが御岳火口底から約100m以浅の極浅部で,体積変化量が150m³と推定された(Iguchi et al., 2008).この変化量は，核烏火山の爆発発生前後の体積変化量10 3 ～ 10 6 m 3  (Ishihara, 1990)と比較すると小さい.また為栗・他(2004)は，爆発地震初動がゆるやかな引き波で始まり，その0.2〜0.3秒後には短周期でシャープな押し波が到来することを見出した。ゆるやかな引き波は,御岳火口直下の深さ200〜300m付近における体積収縮,シャープな押し波は深さ400〜600 mにおける体積膨張で励起されると推定された. これらの力学的現象がどのような物理構造の領域で生じるのか,また長期にわたって小規模な爆発的噴火を繰り返す火口下ではどのような物理構造になっているか，について興味がもたれる。このような観点から、震源が既知である人工地震探査を行い，火山体浅部の速度構造を解明して，爆発発生場との比較を行うことが重要である.日本では第5〜7次火山噴火予知計画に沿って人工地震を用いた火山体構造探査が1994〜2004年に10火山で計11回実施された,さらに,大学独自の研究として計画された人工地震探査が阿蘇，雲仙等5火山で7回実施された（筒井, 2005). 合計18回の構造探査で対象とされた活火山のほとんどは,  1995年に実施された雲仙火山(松島・他,  1997)や2001年に実施された有珠火山（鬼澤・他， 2002）といった規模の大きい噴火活動が終点した後の火山や，2004年に実施された口永良部島火山（井口・他, 2005）や2003年に実施された富士火山(及川・他， 2004）のように長期にわたって噴火は発生していないが、今後、火山活動が活発化する可能性がある火山であり、数週間おきに噴火が発生する状態が長期間継続している火山で噴火活動の合間に人工地震探査が行われた例はない.本論では，噴火活動期にある諏訪之瀬島火山において人工地震探査による火山体浅部P波速度構造を明らかにし、特徴的な速度分布について議論する。さらに，爆発的噴火に伴う体積膨張や収縮がどのようなP波速度領域に位置するのかについて述べる.
2.人工地震探査の概要と解析データ
2–1 人工地震探査の概要
演訪之瀬島における人工地震探査は2005年10月24日～11月2日に実施された.本探査で展開した爆破点と観測点の配置をFig. 1に示す。本探査の詳細は井口・他(2006)で報告されているので、ここでは概要を述べるに留める.本探査では，海岸線付近の水深30 m前後の海底8点(S1～S8), および山頂近傍の1813年火口内(S9)において爆破を実施した.   S1～S8爆破点の水深は26～33 mの範囲,  S9の掘削深度は1.5 mであり, 薬量はS1〜S8が24kg, S9が20kgであった(井口・他, 2006),これらの爆破で起露された人工地震を烏内に設置した88点の臨時地震観測点と9点の既設常時観測点で観測した(Fig. 1の+印).臨時地震観測点では固有周波数2 Hzの上下動短周期地震計（Mark Products社製L22-D型）を使用し，データをサンプリング問隔5ms, 分解能16bitでロガー（白山工業株式会社製DATAMARK  LS8000SH）に収録し76た。臨時地震観測点のうち12点では固有周波数4.5 Hzの上下動短周期地震計（Geospace社製GS-11D）を使用し、データをサンプリング問隔4 ms, 分解能24 bitでロガー（白山工業株式会社製DATAMARK LS8200SD）に収録した。既設常時観測点のうち,御岳火口の中心から半径1 km以内に設置された４点では３成分広帯域地露計（G. Streck- eisen AG社製STS-2型)の信号がサンプリング問隔5ms,分解能24 bitで変換装置（白山工業株式会社製DATA- MARK LS7000XT）によって収録される。山腹領域の既設観測点（4点）では3成分広帯域地露計（Guralp社製CMG-3T型)を使用し、データはサンプリング問隔10ms,分解能16bitでロガー（白山工業株式会社製DATAMARK LZ8000）に収録されている。また，山麓部の既設観測点(1点)では3成分短周期地露計(Mark Products社製L4 C-3D型）の出力が、サンプリング問隔5ms,分解能24 bitで変換装置（白山工業株式会社製DATAMARK  LS 7000）に収録される。以上のデータロガーおよびデータ変換装置の内部時計は全てGPSで時刻較正された. 2–2 解析データ解析には，井口・他(2006)で既に報告された観測点座標、爆破点座標、および初動到達時刻の読み取り値を用いた。読み取り値は，本論の各著者が個別に読み取った初動到達時刻を取りまとめ，著者同士で相互に検討を加えて，井口・他(2006)に記されているとおりに決定された,初動験測値のうち, ランクA,  B,  C,  L  (筒井・他, 1995）のものを解析に使用した。なお，時刻較正が失敗した観測点のデータ,および,初動が不明瞭,かつ,読み取った到達時刻が走時曲線から明らかに遅れており,後続波を読み取ったと推測されるデータを解析から除外した。以上の結果、解析に用いたデータ数は764である。験測されたP波初動到達時刻から爆破時刻を差し引いて、観測走時のデータセットを作成し、解析に用いた.
3. 账
新
本研究では，諏訪之瀬島火山の浅部P波速度構造を明らかにするために，得られた人工地震探査データに地震波速度トモグラフィの手法を適用して３次元Ｐ波速度モデルを求めた. P波速度分布のモデル化には, Thurber (1983)のグリッド空間による表現を用いた,グリッド空間(Thurber,  1983)を用いてモデル化した場合、グリッドノード（以下、ノードと記す）の速度値だけでなく。ノードの水平および凍さ方向の問隔や位置
八木原　覚・井口正人・為栗　健・筒井智樹・及川　純・大倉敬宏・宮町宏樹
もまた速度トモグラフィの関数と考えられる.そこで,対象領域にノード問隔や位置が異なる多数のグリッド空間を設定し、速度が深さ方向のみに変化するグリッド空間で表した1次元P波速度モデルを初期モデルとして与え，３次元P波速度モデルを求めた。統計的に尤もらしいモデルを選択するために，収束解が得られた３次元P波速度モデルのAIC (赤池の情報量規準) (例えば,赤池, 1976;赤池, 1981)が小さいモデルから順に番号(以T, AIC番号と記す）をつけた,一方で， Thurber (1983)のグリッド空間を用いた場合,速度トモグラフィで得られた速度分布のコントラストが、ノードの位置やその極近傍で過剰に現れることが予想される。速度の絶対値に言及する場合には特にこの点に留意しなければならない。ノードやグリッド空間全体の配置に依存しない3次元速度分布を得るためには,収束解が得られた速度モデルの中から統計的に尤もらしいそデルを選択するだけでなく，速度分布を平滑化する必要がある。以上のことから本研究では，AIC番号1から番号順に任意の数の速度モデルを抽出し，これらを用いて対象領域内の任意の位置でそれぞれ平均P波速度を計算することで平滑化を行った。その結果得られた平均P波速度の3次元分布を最終的な3次元P波速度モデルとした, 1次元および3次元P波速度モデルの解析において,波線追跡にはPseudo-Bending法(Um and Thurber, 1987)を用いた。また読み取り精度のランク付けに応じて重み付けを行った,与えた重みは, Aランクが1.0, Bランクが0.5,  Cランクが0.25,  Lランクが0.1とした. 3–1グリッド空間ノードの間隔や深さ方向の位置が異なるグリッド空間はは、水平および藻さ方向のノード問隔を0.5～1.3 kmの範囲で，空間上面の海抜を0.8〜1.2km（深さ－1.2〜－0.8 km）の範囲で，いずれも0.1 km毎に個別に変化させて生成した。この段階では，緯度および経度方向のノード配置の基準位置を御岳火口の中心の座標として，ノード問隔と空間上面の海抜が異なる45種類の基本グリッド空間を得た,さらに,この45種類の基本グリッド空間を北および東方向にそれぞれ，水平方向のグリッド間隔の範囲内で0.1 km毎に個別に平行移動させて，御岳火口の中心にノードが配置されないグリッド空間を多数生成した.これらの条件下で設定したグリッド空間のパターン総数は35,505である。なお、最下部のノードとその1つ上のノードとの深さ問隔をより広く設定し, Pseudo- bending法による波線が計算の過程でグリッド空間外に出てしまうことを回避した.
3–2   1次元P波速度モデルの解析
本研究では, Thurber (1983)のグリッド空間による表現を応用して，深さ方向にのみ速度が変化する1次元P波速度分布をモデル化した。すなわち，同一深さに配置されたノード間は同一速度をもつ拘束条件を付加することで， 3次元空間において深さ方向にのみにP波速度が変化する1次元P波速度分布を表現した,このことにより， 1次元および3次元P波速度モデルのいずれにおいても、波線追跡にはPseudo-Bending法を共通して用いることが可能である.本研究では3–1で述べた45種類の基本グリッド空間について，まずグリッドサーチにより暫定的な1次元P波速度モデルを求めた。この暫定モデルの精度を向上させるためにはグリッドサーチの問隔を細かくして探索する必要があるが，計算時間が大幅に増加して現実的でない.そこで，計算時間を短縮しながら，精度を向上させて1次元P波速度モデルを推定するために,グリッドサーチの結果で得られた暫定モデルにDownhill Simplex法(Press et al., 1988)を適用した.グリッドサーチは，各ノードのＰ波速度値を1.0〜5.0 km/sの範囲で0.2 km/s毎に変化させて行った. その結果，重みつき走時残差2乗和が最小となるものを暫定モデルとした。ただし、各ノードのＰ波速度値の組み合わせを全て計算すると膨大な計算量になるため，探索の対象は，速度が深さ方向に単調増加する組み合わせのみとした. Down-hill  Simplex法を1次元P波速度モデルの推定に適用する場合,  1次元P波速度モデルを表現するノード数をnとすると, n + 1種類の速度モデルを仮定して与えれば,評価関数(ここでは重みつき走時残差2乗和)を最小にする解が幾何学的に探索される。本研究では,グリッドサーチの結果得られた初期モデルに平均値0.0 km/s, 標準偏差0.2km/sの正規乱数を加えてn + 1種類のモデルを生成し、Down-hill Simplex法を適用して1次元P波速度モデルを求めた,収束判定には, n + 1種類のモデルそれぞれについて個別に計算された重みつき走時残差2乗和の最小値，最大値，および両者の平均値を用いた、最大値と最小値との差が平均値の0.1%を下回った場合に収束したと判定した.
3–3   ３次元P波速度モデルの解析
本研究では, Thurber (1983)と同様に非線形問題である走時残差の最小二乗問題を線形近似化し，反復して解くことにより3次元P波速度モデルを求めた。ただし,震源要素は既知であるので，未知パラメータには含まれない。イタレーションの収束判定には，走時残差の重みつきRoot  Mean  Squares （以下, 走時残差 WRMSと記
Top : Depth of the upper surface on the grid space. Interval : Interval between the nodes of the grid space in the vertical and hirizontal direction. Displacement : Displacement of the whole grid space in the north and east direction.す）の変化量を用いた、イタレーションは９回まで行い、その過程で発散せずに前段階の走時残差WRMSとの差の絶対値が0.001 sを下回った場合にのみ収束したと判定し、計算を終了させて，速度モデルが求められたとした行列を解く際にはダンビング係数を付加して安定化を計った(Menke, 1989). ダンビング係数の値は, 0.01よりも小さな値を用いて解析した場合、走時残差WRMSの発散や大きな振動が生じたため，0.01で一定とした。この結果，グリッド空間のパターン総数の8割超で速度モデルが求められた。イタレーションの各ステップで得られる未知パラメータ（P波速度）の修正ベクトルの要素については，絶対値が大きい場合であっても，修正量の上限を設定して抑え込む操作，修正量を緩和する操作は行っていない。さらに、収束に至るまでの過程において，全波線上の速度値をチェックし、波線上で負の速度値が現われた場合は計算を打ち切って、速度モデルは求められないとした. Table 1は，計算が収束して解が得られた３次元Ｐ波速度モデル（総数29,918, グリッド空間のパターン総数の約84%）のうちAIC番号1～10,  30,  50,   100,   300, 500,および1,000の各グリッド空間について、初期モデル（1次元P波速度モデル）の走時残差WRMS,および、求められた３次元Ｐ波速度モデルについての走時残差WRMSとAICを示す.  AIC番号1～10のモデルについてみると、ノードの水平間隔は0.7～0.8 kmでぼらつきが小さく，水平方向の空間分解能は0.7～0.8 km程度と考えられる。また，グリッド空間全体の北（緯度）方向，および東（経度）方向への平行移動量のどちらともばらつきが小さい。御岳火口の中心にノードを設定したモデルよりもむしろ，北に0.1～0.2km，および東に0.4 ～0.5 km平行移動したモデルの方が、小さいAICが得られている。一方、深さ方向については，AIC番号1～ 10のモデルのうち7モデルのノード問隔が0.7～0.8 kmである．従って，深さ方向の空間分解能も0.7～0.8 km程度と推測される. Table 1において，走時残差WRMSが最も減少したのはAIC番号4で，WRMSは初期モデルの0.0927 sから収束解の0.0259 sに約72%減少した。 AICが相対的に大きいAIC番号1,000のモデルにおいても，WRMSは初期モデルの0.0926 sから収束解の0.0346 sに約63%減少している. Fig. 2の(a)は， AIC番号1の3次元P波速度モデルから得られた深さ−0.2kmにおけるP波速度分布（ただし、 4–2で述べるResolutionが0.6以上の、信頼度が高いと考えられる領域のみ）を示す。この深さにはノードが設定されているため、Fig. 2  (a)にはノードの位置を重ねて示した。Fig. 2 (a)からは、速度分布のパターンの特徴がノードの位置に強く依存していることが読み取れる。このように，単にAICが最小のモデルを選択するだけでは，ノード配置の影響を受けた現実的ではない速度分布を推定してしまう恐れがあると考えられる。そこで本研究では、ノード配置の影響を緩和するために，次に述べる速度の平滑化を行った。
3–4    3次元P波速度モデルの平滑化
３次元P波速度モデルの平滑化は、AIC番号1から順番に複数のモデルを用い，それぞれのモデル毎に得られるP波速度を平均することで行った．また，平滑化して得られる速度分布の信頼性を向上させるために， 4-2で述べるResolutionを判断基準として用いた。例えば，平滑化に用いるモデル数が100の場合，対象領域内のある任意の位置についてAIC番号1～100のモデル街にP波速度値とResolutionを組み合わせて求めた後，Resolu- tionが0.6以上のP波速度値のみを採用して単純平均をとり，その位置のP波速度とした，ただし，単純平均に用いるP波速度値の個数（Resolutionが0.6以上のP波速度値の数）が、平滑化に用いたモデル数の50%を下回る場合，信頼性が相対的に劣るとみなして除外し，その位置のP波速度は求められなかったとした。なお，平均を計算するにあたり，モデル番号に応じた重み付けは行っていない.速度分布の平滑化に用いるモデル数が少ない場合には、個々のモデルのノード配置による影響が残るが、逆にモデル数が多い場合にはAICがやや大きく相対的に“无もらしくない”モデルが含まれることが推測される.従って，平均値の計算に用いる妥当なモデル数の見積もりが必要である。 Fig. 2の(b)～(c)にはそれぞれ，P波速度分布の平滑化に用いたモデル数を100,  300,  500および1,000とした場合の。深さ－0.2kmにおけるP波速度の水平分布を示す.  300モデルの平均(Fig. 2c)と500モデルの平均(Fig. 2d)や1,000モデルの平均(Fig. 2c)とを比較すると，速度分布のパターンがほとんど一致するだけでなく，速度差が小さく，0.1～0.2km/s以下である．このことから、Ｐ波速度の平滑化に用いるモデル数を定性的に300と決定した。 300モデルを用いて平滑化して得られた速度分布を最終的な3次元P波速度モデルとした.
4.チェッカーボードテストと解像度行列の対角要素値
本研究では、チェッカーボードテストで再現性が良い領域と，解像度行列の対角要素値(Menke, 1989; Wiggins, 1972)の空間分布とを比較して，信頼できると考えられる解像度行列の対角要素値のしきい値を決定した。3–4で述べた速度分布の平滑化の際には，解像度行列の対角要素値がこのしきい値以上をとるP波速度値のみを用いた,
4-1　チェッカーボードテスト
実際の解析に使用する爆破点と観測点の組み合わせ,およびテストの解であるチェッカーボードパターンの速度モデルを用いて理論走時を計算し、速度モデル解析の
八木原　寛・井口正人・為栗　健・筒井智樹・及川　純・大倉敬宏・宮町宏樹
ためのテストデータを生成した。チェッカーボードパターンは，3–2の1次元P波速度モデル（初期モデル）を基準として，±10%の速度偏差をノードに与えて生成された．水平方向，藻さ方向のいずれも，隣り合うノードのそれぞれが正負逆の符号の速度偏差をもつパターンとした．生成されたテストデータを3–3と同一方法で解析し、求められた３次元Ｐ波速度モデルとチェッカーボードパターンとを比較して、チェッカーボードのパターンとコントラストの再現性を見た. Fig. 3は、3次元P波速度モデルのうちの6つのモデル（AIC番号1, 30, 50, 100, 300,および500）のノード配置について行ったチェッカーボードテストの結果を示す。テスト結果のそれぞれの図は，ノードが配置された各深さ（最上部から深さ方向に３ノード）における速度パターンを示す。いずれのモデルにおいても，海水準に最も近い深さでチェッカーボードパターンの再現性が良い．AIC番号順にAICが大きくなるが，AIC番号500のモデルの再現性がAIC番号1のモデルのものと比較しても明瞭に劣っているようには見えない。一方、最上部のノードには，走時計算への寄与が相対的に小さいため。チェッカーボードパターンの再現はいずれのモデルにおいても全般的に良くない。また，深さ0.5km以深のノードは，この深さ以上に透過する波線が少ないため，再現性が低いと考えられる.
4–2 解像度行列の対角要素値
解像度行列の対角要素値は，個々のノードに対して求められる。 P波速度分布と同様に，対角要素値をグリッド空間で表現することにより，対角要素値の空間分布が求められるとした。本研究ではこの空間分布をResolu- tionと記す.  Resolutionは0（解像度が全く無い）から1 (解像度が完全)の範囲をとる. Fig. 3ではチェッカーボードテストのパターンに、Resolutionが0.2問隔のコンターを重ね合わせ,両者を比較した,その結果, Fig. 3のいずれのグリッド空間についても、Resolutionが0.6以上の領域では，チェッカーボードテストのパターンの再現性が良いことが分かった。この領域内では，速度偏差の正負のパターンや偏差量のいずれもが良く再現されていると考えられる。従って，本研究では0.6をResolu- tionのしきい値として採用した。
5.   頭訪之瀬島火山の火山体浅部P波速度構造
本研究で得られた３次元Ｐ波速度分布をFig. 4に示す。Fig. 4には深さ−0.5,  −0.2, および0.1 kmにおける水平速度断面(Fig. 4a〜c)と御岳火口の中心(Cc)を通る垂直断面(Fig. 4d,およびFig. 4f)を示した。また垂直断面にはResolutionの分布を重ね合わせて示した（Fig. 4c,およびFig. 4g). これらのResolution分布は、P波速度分布と同様の方法により，平滑化して求めた。 5–1　各深さにおけるP波速度の水平分布5–1–1 深さ－0.5 km深さ－0.5 kmにおける速度は，御岳火口(Cc)の南東側が相対的に高速で，その西側に低速度領域が分布する(Fig. 4a). 高速度のビークは御岳火口(Cc)とは一致せす“，その南東側に位置すると推測される．御岳火口(Cc)下に求められた速度は約2.8 km/sである.御岳火口(Cc)の北西〜南西にかけて作地カルデラ緑に設置された測線下では，2.3～2.5 km/sの速度が求められた．一方，西側測線や南側測線下では，御岳火口(Cc)から離れるにつれて速度が低下する。この速度の側方変化は、御岳火口(Cc)から離れるにつれて地表面の標高が低くなるため，相対的に高速な山体内部から低速な地表方向への速度変化を見ていることに対応する。このことは，速度分布の垂直断面(Fig. 4d)に現われている．また，御岳(Ot)の西側には2.0 km/s以下の頭者な低速度領域が認められる。この領域は，ほぼ地表付近(Fig. 1)の速度を見ており御岳(Ot)に比べて相対的に低速度であると推定されるが，観測点分布と爆破点分布の位置関係(Fig. 1)から観測データにはこの領域の表層付近や極浅部の情報がほとんど含まれていないと推測される。このことに加えて，空間分解能(0.7～0.8 km)程度の空間スケールの速度勾配を外挿して速度分布を求めているために顕著な速度低下が表現されている可能性がある.
5–1–2 深さ－0.2 km
深さ－0.2 kmにおける速度は，御岳火口(Cc)付近から南東側が相対的に高速(約3.5km/s)で、3.0km/s未満の相対的に低速度な領域がその周囲を取り囲む。高速度のビークの中心は御岳火口(Cc)の南東側約0.5km付近に位置すると考えられる。御岳火口(Cc)から離れるに従って速度が低下する傾向は深さ－0.5 km (Fig. 4a)と同様である。ただし，平均的な速度勾配は深さ−0.5 kmよりも緩やかである。南側測線下では，より低速度である傾向を示す。西側測線下周辺においても，周囲よりやや低速度であり，それが西方に向かって広がりをもつような傾向を示す.
5–1–3　深さ0.1 km
深さ−0.2 km (Fig. 4b)の速度分布と異なり，相対的に高速度な領域(3.7 km/s以上の領域)が御岳火口(Cc)の西〜南西側と東側に広がる(Fig. 4c). 大局的には御岳火□ (Cc)を挟む西南西−東北東方向と，御岳火口(Cc)を通らない北東–南西方向の２つの分布軸をもつようにみえる。後者の分布軸上には，中期御岳(Ot)噴出物と地質学的に同時期に噴出したと考えられる（平沢・松本, 1983）根占(Ng)火山が存在する。最も高速なビークは4.0〜4.1 km/sで，御岳火口(Cc)の西約0.5 kmから西南西約1 kmにかけて存在する、御岳火口(Cc)直下の速度は3.8〜3.9km/sであり，低速度領域は存在しない.一方，相対的に低速度な領域（3.5km/s未満）が，御岳火口(Cc)の北北東，西北西および西南西側の山麓下に存在し、御岳火口(Cc)から離れるにしたがって速度がより低下する傾向を示す.
5–2    P波速度分布の垂直断面
Fig. 4dとFig. 4cは，御岳火口(Cc)を通る東西(A-A')垂直断面におけるＰ波速度分布を, Fig. 4fとFig. 4gは，御岳火口(Cc)と根上火山(Ng)を通る北東-南西(B-B')垂直断面におけるP波速度分布を示す。またFig. 4dとFig. 4fは、P波速度分布に0.25 km/s問隔（細線）と1.0km/s問隔（太線）のコンターを書き加えたもの, Fig. 4eとFig. 4gは，Ｐ波速度分布にResolutionの0.1毎のコンターを重ね合わせたものである．これらの垂直断面から，求められたP波速度分布が信頼できると考えられる深さ範囲の下限は海水準下0.3 kmと考えられる.海水準より上部では，東西(A-A')，北東–南西(B-B')断面のいずれにおいても相対的に高速な領域が御岳火口(Cc)の近傍でゆるやかな山型に盛り上がる形態を呈する。ただし、この垂直断面における盛り上がりのビークは御岳火口(Cc)よりも束側約0.3〜0.4 km (Fig. 4d)に存在し，御岳火口(Cc)下には位置していない。御岳火□ (Cc)底直下の速度は2.8～3.0km/sと推定された。一方，2.0～3.0km/sのコンターが地形断面と平行する領域と斜交する領域が存在する(Fig. 4d,およびFig. 4f). すなわち, 東西(A-A')断面においては,  2.0〜3.0km/sのコンターが、作地カルデラ壁（地形断面のビーク）より西側で地形斯面にほぼ平行するのに対して，束側では地形断面と斜交する(Fig. 4d). また，北東−南西(B-B′)断面においては，2.0～3.0 km/sのコンターが御岳火口(Cc)から束側で地形断面にほぼ平行するのに対して,西側では地形断面に斜交する(Fig. 4f). 海水準より浅部では、速度が求められた領域の周辺部を除くほとんどでResolutionが0.7以上である（Fig. 4c,およびFig. 4g）.北東-南西(B-B')断面において，御岳(Ot)の南西側の極浅部は総じて2.0 km/s未満の速度が推定され、顕著な低速度領域である(Fig. 4f). これは5–1–1で述べた御岳(Ot)西側の地表付近の顕著な低速度領域の影響が垂直断面に現われたためと考えられる.一方，海水準より下部においては，上部とは異なる速皮構造が認められる。東西(A-A')断面においては，御岳火口(Cc)よりも西側が全般的に高速度領域で3.7〜 4.3 km/sの高速度体が大部分を占めるのに対して、束側が全般的に4.0 km/s未満の低速度である(Fig. 4d). 北東−南西(B-B′)断面においては，御岳火口(Cc)より南西側が全般的に高速度領域で3.5～4.1 km/s程度の高速度体が認められるのに対して，北東側では3.2km/s～4.0 km/s程度で速度が若干低下する(Fig. 4f). これらの領域のResolutionは0.6〜0.7である（Fig. 4c,および4g）.
6.
会
演訪之瀬島火山における人工地震探査で求められた３次元P波速度構造の特徴として、海水準付近下において御岳火口より西側に存在する顕著な高速度領域と，海水準より上部の御岳火口近傍にゆるやかに盛り上がる高速度領域の２つが挙げられる. 6–1  御岳火口より西側, 海水準下のP波高速度領域諏訪之瀬島の御岳火口から西側の海水準下（地表から約0.5～0.6km下）には4.3km/sに達するP波高速度領域が存在する（Fig. 4d,およびFig. 5）。この高速度領域と比較考察できる情報として、磁気構造が挙げられる.演訪之瀬島とその周辺の地磁気測量を実施した植田・他(2007)は、地磁気異常データに４層構造の非均一磁化（多体プロック）モデルを適用して各プロックの磁化強度偏差を求め，御岳から根上火山付近下の表層（地表面～深さ－0.3km）から第３層（深さ0.0km～0.7km）に及ぶ1 A/m程度の相対的な磁化強度低下域の存在を示した．表層を除けば，この磁化強度低下域と本研究のＰ波高速度領域とは大局的に一致する。この磁化強度低下域の原因について、植田・他(2007)は火山噴出物の違い、または，温度場を反映した熱消磁構造を反映したものの2つの可能性をあげ、後者であるとした。その根拠として，植田・他(2007)は，神田・他(1999)の自然電位観測の解析結果で御岳火口のほかにも御岳の南西側に熱水活動が推察されていることと，熱消磁領域の中心部付近に1813年噴火の火口が存在することの２つを挙げた.しかしながら神田・他(1999)は、演訪之瀬島の自然電位の正異常が御岳火口を中心とした全島規模の異常と考えており，御岳火口を中心とした正電位異常とは独立した規模の大きな正電位異常が南西側に別に存在するとは述べていない。また，植田・他(2007)の磁気構造では御岳火口を中心とするような磁化強度低下の構造は認められない．さらに，熱消磁域では低比抵抗となることが期待され、西(1997)は霧烏火山について低比抵抗領域は低速度域に対応することを指摘しているが，もし磁化強度の低下が熱消磁によるものであるとするなら、本研究にあてはめてみると，低比抵抗域がP波高速度領域に対応することになり矛盾する。従って，このＰ波高速度領域は熱消磁構造ではなく，むしろＰ波が高速度でかつ磁化強度が周辺領域のものとは異なる物質（岩体）が存在する可能性の方が高い．磁化強度が相対的に小さい物質としては，堆積岩や珪長質の火山岩類が考えられる．植田・他(2007)の磁化強度低下域はプロック的であり,堆積岩の褶曲構造で説明するのが困難な形態を呈する. P波の高速度領域であることを合わせて考慮すると，この領域には固結した珪長質の貫入岩体が存在する可能性が高い。Okuma et al. (2006)は，イタリアのブルカノ火山からリパリ火山南部にかけての領域で高分解能空中磁気探査を実施し、磁化強度マッビングを行った。その結果得られた磁化強度は，安山岩質のブルカノ火山で強いのに対して、リパリ火山南部の流紋岩質溶岩では弱いことが示された(Okuma et al. , 2006). このことは，安山岩賀である諏訪之瀬島の磁化強度低下域(植田・他, 2007)が、相対的に磁化強度が小さい珪長質の貫入岩体により形成されているという考えを支持する.海面下0.3 kmより下部のP波速度標造は不明であるが，このP波高速度領域は下方に続いていると考えるのが自然である(Fig. 5). 八木原・他(2005)は，御岳火口近傍および山腹領域の臨時地震連続観測点のデータを用いて，地震波速度モデルと火山性地震の震源要素を同時に解いた。求められたA型地震の震源はFig. 4dのP波速度が3.8 km/s以上の高速度領域の下，深さ1.3〜3.5 kmに位置する(Fig. 5).  A型地震は恐らく，Ｐ波高速度領域で発生しているのであろう.  Tanaka et al. (2002)は,岩手火山山頂の西側で発生したVolcano-Tectonic地震と低周波地震の活動は，Ｐ波の高速または平均的な速度の領域に限定されたことを指摘している、諏訪之瀚島で推測されるA型地震とP波高速度領域との位置関係は,この岩手火山の事例とよく似ている. 6–2  御岳火口付近のP波高速度領域と火山爆発発生場霧島火山(西,  1997; Tomatsu et al., 2001),雲仙火山(Nishi, 2002), 竪梯火山(Yamawaki et al. , 2004), 阿蘇火山(简井・他, 2003),岩手火山(Tanaka et al. , 2002),有珠火山(Onizawa et al., 2007)では火口付近下あるいは山体中央部下の極浅部までP波高速度領域が盛り上がる構造がイメージングされた.筒井(2005)は,このＰ波高速度領域の盛り上がり形状に２つのパターンがあるとした。１つは孤立した煙突状を示す場合，もう１つは扁平な板状を示す場合である。諏訪之瀬島火山の御岳火口近傍における高速度体のゆるやかな山型の盛り上がりは後者に対応すると考えられる。ただし、諏訪之瀬島における高速度の盛り上がりのビークは，御岳火口よりも南束側に約0.5 kmオフセットしている.火口あるいは山頂直下といった山体中央部のＰ波高速度領域は，通常，マグマの貫入と解釈されている（例えば,  Chiarabba et al., 2000; Di Stefano and Chiarabba, 2002)。頭訪之瀬島では有史以降，活発なマグマ性噴火が繰り返されており，火口近傍のP波高速度領域の盛り上がりについてもマグマの買入が関係していることが示唆される。しかしながら、諏訪之瀬島の高速度領域の盛り上がりのビークは御岳火口中心からオフセット(Fig. 4d)しており，マグマの存在領域が空間分解能0.7～0.8 kmの速度分布における高速度領域の形態を必ずしも規定しているのではないと考えられる。諏訪之瀬島火山では，山頂付近から御岳火口の内部表面の一部には堅固な岩体が露出するのを目視できる(Fig. 6). その岩体は鉛直に切り立っており，火砕丘の外側表面を覆う火山灰などの噴出物のものより緻密で高速度であるように見える.  P波速度分布の垂直断面に現われたP波高速度領域のゆるやかな山型の盛り上がりは、火山体の成長に伴って、噴出物の供給源近傍における緻密な火山岩塊の堆積や火砕物の溶結（アグルチネート）が繰り返されて形成されたと考えられないだろうか.一方，演訪之瀬烏火山では爆発的噴火を含む噴火活動が長期にわたって繰り返し継続していることから，御岳火口直下の火山体浅部に高温の火山性流体が存在することが十分に考えられる。御岳火口を通る東西断面(Fig. 4 d)におけるP波速度構造に，爆発的噴火に伴う力学的現象の発生位置を模式的に重ね合わせてFig. 5に示す.爆発発生に伴う超長周期ペルス(VLP) (Iguchi et al. , 2008)および爆発地震初動の緩やかな引き波のソース(CEX)とシャープな押し波のソース(EEX) (為栗・他，2004)は,いずれも御岳火口直下で盛り上がるP波高速度(3.0〜 3.8 km/s)領域内に位置する。つまり，諏訪之瀬島火山における火山爆発発生場は、Ｐ波の高速度領域内に位置すると結論づけられる。爆発地震から推定される収縮・膨張震源メカニズムの発生，地盤の膨張・収縮は火山性流体の存在を反映することから，まとまった体積をもつ流体マグマが存在する可能性が高い。しかしながら、本探査の空間分解能は水平および垂直方向ともに0.7～0.8 km程度であり，想定される流体マグマの体積はこれよりも十分に小さいと考えられる.
7.まとめ
諏訪之瀬島火山で人工地震探査を実施した．得られた人工地震探査データについて、グリッド間隔やグリッド空間全体の位置が異なる多数のグリッドモデルを適用して解析するとともに，選択した速度モデルを用いて速度分布を平滑化することにより，グリッドノードの配置に依存しない３次元P波速度モデルを求めた．海水準より上部では，御岳火口の近傍にゆるやかな山型で盛り上がる高速度領域が認められた。ただし、盛り上がりのビークは御岳火口の南東側約0.5 kmにオフセットする。海水準付近より下部では，御岳火口の西約0.5 kmから南西約1 kmの海水準（火山体表面下0.5～0.6 km）で4.3 km/sに達する顕著な高速度領域が推定された。火山爆発発生前後に観測される超長周期パルス，爆発地震初動の引き，およびパルス状の押し波の発生は，いずれも御岳火口の近傍に盛り上がるＰ波の高速度領域に位置する。従って、爆発的噴火を伴う噴火活動が繰り返される演訪之瀬烏火山の爆発発生場は、Ｐ波の高速度領域内(3.0～3.8km/s)に位置する.
話
統
本探査実験は，諏訪之瀬島島民の皆様の御理解，御協力によって遂行することができました。鹿児島県十島村役場諏訪之瀬島出張所の伊東隆幸出張員には多くの便宜を図っていただきました。伊東親典，伊東すみ子，園山登啓の各船長には，海底爆破を実施するにあたり，発破コントロール船，発破監視船を請け負っていただきました。また，観測点の設置，撤収作業では，園山登啓，伊東親典，山木　保の各船長に瀬渡ししていただきました。本探査参加者の宿泊に関しましては，民宿浜原，民宿御岳，民宿ヤマキの皆様に大変お世話になりました。鹿児島県十島村役場，十島村漁業協同組合，海上保安庁の各関係機関には，探査実験にあたり便宜を図っていただきました。応用地質株式会社には爆破孔の掘削、爆破作業を請け負っていただきました。吉留建設産業株式会社には火薬運搬を請け負っていただきました.差読者の青山　裕博士，中道治久博士，および編集委員の古屋正人博士には重要な問題点の指摘や貴重な意見をいただき、原稿を大幅に改善することができました.本探査は火山噴火予知計画経費「火山体構造探査」科学研究費補助金特定領域研究(2)「火山爆発のダイナミックス」（研究代表者　井田喜明）の「火山爆発の発生場と発生過程」(No. 14080205)と同特定領域研究の公募研究「演訪之瀬島火山における爆発地震の深さ決定精度の向上に関する観測研究」（No. 17031013,研究代表者八木原　寛)，および財団法人東京海上各務記念財団の地震予知研究助成金（研究課題「南西諸島の活火山における活動度評価のための基礎研究」）により実施されました.本研究では，人工地震探査参加者の御協力をいただき，データを取得しました．以下に敬称を略した上で記し、謝意を表します。清水　洋，平林順一，鈴木敦生，森　健彦，相沢広記，河野裕希，馬場龍太，吉川　慎，斎藤武士，福嶋麻沙代，平野舟一郎，探査期間中は厳しい気象，海象にもかかわらず，探査実験が成功に至りましたのは皆様の御協力，御理解のおかげです．この場を借りて厚くお礼申し上げます.