Title
姶良カルデラからのマグマ移動量の能動的検出のための
基礎研究
Author(s)
筒井, 智樹; 井口, 正人; 中道, 治久; 為栗, 健; 八木原, 寛; 大
湊, 隆雄; 菅井, 明; 大島, 弘光; 三浦, 哲; 山本, 希; 市來, 雅
啓; 野上, 健治; 武尾, 実; 市原, 美恵; 及川, 純; 山中, 佳子;
大倉, 敬宏; 安部, 祐希; 清水, 洋; 山下, 裕亮; 宮町, 宏樹; 小
林, 励司; 味喜, 大介; 山本, 圭吾; 前川, 徳光; 平原, 聡; 渡邉,
篤志; 奥田, 隆; 堀川, 信一郎; 松廣, 健二郎; 園田, 忠臣; 関,
健次郎; 吉川, 慎; 平野, 舟一郎; 渡邊, 幸弘; 碓井, 勇二; 小
林, 宰; 池田, 啓二; 長門, 信也; 小枝, 智幸; 和田, さやか; 福
原, 絃太; 佐藤, 礼; 宮町, 凜太郎; 佐藤, 泉; 蘭, 幸太郎; 水野,
尚人; 小林, 雅実; 神薗, めぐみ
Citation
姶良カルデラからのマグマ移動量の能動的検出のための
基礎研究 (2014)
Issue Date
2014-06
URL
http://hdl.handle.net/2433/196200
Right
Type
Journal Article
Textversion
author
一 般 共 同 研 究
京 都 大 学 防 災 研 究 所
24G-09
Disaster Prevention Research Institute
Kyoto University
姶良カルデラからのマグマ移動量の
能動的検出のための基礎研究
A fundamental study to detection of
magma transfer from Aira caldera.
平 成
26 年 6 月
June 2014
研 究 代 表 者
筒 井 智 樹
Coordinator
Tomoki TSUTSUI
別紙１の５ 【 報告書（概要）
】
平成 26 年 4 月 30 日
一般共同研究 ( 課題番号：24G-09 )
京都大学防災研究所長 殿
［申請者（研究代表者）
］
氏 名 ：筒井智樹
職 名 ：准教授
所属機関名：秋田大学大学院
下記のとおり、共同研究の実施結果について報告します。
記
課題名：姶良カルデラからのマグマ移動量の能動的検出のための基礎研究 研究代表者：筒井智樹 所属機関名：秋田大学大学院 所内担当者名： 井口 正人 研究期間：平成 24 年 4 月 1 日 ∼ 平成 26 年 3 月 31 日 研究場所： 火山活動研究センターおよびその周辺 共同研究参加者数： 63 名 (所外 56 名，所内 7 名) ・大学院生の参加状況： 10 名（修士 7 名，博士 3 名）（内数） ・大学院生の参加形態 [データ取得準備・データ取得・データ整理] 研究及び教育への波及効果について 大学院生が本課題でデータ処理の現場に参加して準備作業から体験させることにより，地球科学における一次データの 確実な取得を行う作業の大切さを理解する．また本課題の遂行のあいまに現在も継続している桜島の活動を見学させるこ とにより，地球科学の空間的スケールと時間的スケールのダイナミックレンジの広さを実感するとともに，自然現象を反 映する多様な物理量を認識し，参加者それぞれの研究テーマに対する認識をより深めるきっかけとなっていることが期待 される． 研究報告 (1)目的・趣旨 本課題では桜島火山の火山活動に伴う地下の物質の動きを人工地震波に対する地震波反射応答の変化としてとらえ，今後の 火山噴火予知研究の精密化に対する重要な知見の蓄積をねらう．姶良カルデラの一角にある桜島火山はこれまでの 56 年間に 1 万回の爆発回数が記録される日本でもっとも活動的な火山である．桜島では 2006 年に活動を再開した昭和火口からの爆発 活動が年を追うごとに活発化している．現時点での最大の問題は姶良カルデラ中央部から桜島南岳に向けたマグマの動きをい かにとらえるかである．本課題を推進することで姶良カルデラ深部から桜島に至るマグマの移動量に関する手がかりを得られ ることを期待する． (2)研究経過の概要 平成 24 年度（2012 年 12 月）および平成 25 年度（2013 年 12 月）に，桜島島内に設定した同一測線上で反射法地震探査を行った．繰り返し反射法地震探査はマグマの移動に関連する反射応答変化の経時変化を追跡するとともに，経時変化領域の測 線に沿った大きさの検討も合わせて行いマグマ供給経路の断面に関する情報を得ることを目的としたものである．観測の対象 としている探査測線は Hidayati et al. (2007)が提唱した桜島はのマグマ供給モデルを念頭に桜島北部から東部にかけて 2 本が設定された．両測線は 2008 年の先行観測によって地下構造が解明されており，この成果を基礎にしてさらに 2009 年から 反射法探査観測を繰り返して実施している．平成 24 年度は 2 本の測線上で観測が実施され，平成 25 年度は 2 本の測線のうち もっとも変化が明瞭な 1 本の測線で観測を行った． (3)研究成果の概要 本課題によってに人工地震観測を所定の測線で行い，データを取得した．このデータの解析結果と，それまでに蓄積された データの解析結果とを総合して，次の重要なことが明らかになった，桜島火山の活動に伴って桜島北部から北東部にかけての 領域に地震反射応答の変化が現れること，地震反射応答の変化は北東部の深さ 4.9km と北部の深さ 8km にあらわれること，深 さ 4.9km に対応する地震波反射強度の変化は火山活動の消長とよい相関を示すこと，の 3 点である． 現時点では深さ 4.9km における反射強度の変化は，この深度の速度不連続面に挟まれた薄層内の密度減少および速度減少で 説明でき，もともと存在する薄層内の物質の置換を示唆していると考えられる．反射強度の変化の時間発展と火山活動の時間 発展の様子をは正の相関を示しており，この反射強度変化は桜島火山の地下へのマグマの移動を示していると解釈できる． (4)研究成果の公表 ・H24 年度防災研究所研究発表会におけるポスター発表 ・JpGU（日本地球惑星科学連合）2013 年合同大会（幕張で開催）における口頭発表 ・H24 年度防災研究所年報へ投稿 ・IAVCEI2013（国際火山化学地球内部学会；鹿児島で開催）にて口頭発表 ・H25 年度防災研究所研究発表会におけるポスター発表 ・JpGU（日本地球惑星科学連合）2014 年合同大会（横浜で開催）におけるポスター発表 ・H25 年度防災研究所年報へ投稿
京都大学防災研究所年報年報 57 号 B
2014 年 10 月 発行予定
桜島火山における反復地震探査（2013 年観測 )
筒井智樹
(1)・ 井口正人・中道治久・為栗 健・八木原 寛
(4)・大湊隆雄
(5)・菅井
明
(3)・大島弘光
(6)・三浦 哲
(7)・山本 希
(7)・市來雅啓
(7)・野上健治
(8)・武尾 実
(5)・市原美恵
(5)・及川 純
(5)・山中佳子
(9)・大倉敬宏
(2)・安部祐希
(2)・清水 洋
(10)・
山下裕亮
(10)・宮町宏樹
(4)・小林励司
(4)・味喜大介・山本圭吾・前川徳光
(6)・平原
聡
(7)・渡邉篤志
(5)・奥田 隆
(9)・堀川信一郎
(9)・松廣健二郎
(9)・園田忠臣・関 健
次郎・吉川 慎
(2)・平野舟一郎
(4)・渡邊幸弘
(3)・碓井勇二
(3)・小林 宰
(3)・池田啓
二
(3)・長門信也
(3)・小枝智幸
(3)・和田さやか
(6)・福原絃太
(6)・佐藤 礼
(1)・宮町凜
太郎
(1)・佐藤 泉
(8)・蘭 幸太郎
(5)・水野尚人
(5)・小林雅実
(9)・神薗めぐみ
(10)Tomoki TSUTSUI
(1), Masato IGUCHI, Harushisa NAKAMICHI, Takeshi TAMEGURI, Hiroshi YAKIWARA
(4),
Takao OHMINATO
(5), Akira SUGAI
(3), Hiromitsu OSHIMA
(6), Satoshi MIURA
(7), Mare YAMAMOTO
(7),
Masahiro ICHIKI
(7), Kenji NOGAMI
(8), Minoru TAKEO
(5), Mie ICHIHARA
(5), Jun OIKAWA
(5), Yoshiko
YAMANAKA
(9), Takahiro OHKURA
(2), Yuki ABE
(2), Hiroshi SHIMIZU
(10), Yusuke YAMASHITA
(10), Hiroki
MIYAMACHI
(4), Reiji KOBAYASHI
(4), Daisuke MIKI, Keigo YAMAMOTO, Tokumitsu MAEKAWA
(6),
Satoshi HIRAHARA
(7), Atsushi, WATANABE
(5), Takashi OKUDA
(9), Shinichiro HORIKAWA
(9), Kenjiro
MATSUHIRO
(9), Tadaomi SONODA, Kenjiro SEKI, Shin YOSHIKAWA
(2), Shuichiro HIRANO
(4), Yukihiro
WATANABE
(3), Yuji USUI
(3), Tsukasa KOBAYASHI
(3), Keiji IKEDA
(3), Shinya NAGATO
(3), Tomoyuki
KOEDA
(3), Sayaka WADA
(6), Genta FUKUHARA
(6), Rei SATO
(1), Rintaro MIYAMACHI
(1), Izumi SATO
(8),
Kohtaro ARARAGI
(5), Naoto MIZUNO
(5), Masami KOBAYASHI
(9), and Megumi KAMIZONO
(10)(1) 秋田大学 (2) 京都大学 (3) 気象庁 (4) 鹿児島大学 (5) 東京大学 (6) 北海道大学 (7) 東北大学 (8) 東京工業大学 (9) 名古屋大学 (10) 九州大学
Repetitive seismic survey 2013 in Sakurajima Volcano, South Kyushu, Japan. The fifth round
(1) Akita University
(2) Kyoto University
(3) Japan Meteorological Agency
(4) Kagoshima University
(5) University of Tokyo
(6) Hokkaido University
(7) Tohoku University
(8) Tokyo Institute of Technology
(9) Nagoya University
(10) Kyushu University
Synopsys
The fifth round of repetitive seismic survey in Sakurajima volcano and a qualitative
forward modeling of the annual variation in reflectivity at the depth 4.9km are described.
The seismic survey has been conducted on December 2013, as a round of repetitive
seismic project since December 2009. The seismic survey includes six shot points and
74 temporary stations. The deviation seismic sections are obtained and the profile shows
that there are significant variation in the horizons at 4.9km depth and 8.0km depth. A
qualitative forward modeling of the horizon at 4.9km depth is discussed on the basis of the
compiled deviation profiles for five years. A sandwich layer model is introduced and its
parameter study suggests that the annual variation of the relative reflectivity may explained
by decreasing of both density by several percent and velocity down to 80% in the sandwich
layer of several tens meter thickness.
1. はじめに
九州南部に位置する桜島火山は日本でもっとも活 動度の高い火山である．桜島火山では溶岩流出を伴う 大噴火が歴史時代に5 回記録されている．桜島火山 では1955 年 10 月以降南岳山頂火口からの爆発的噴 火が主要な活動様式であったが，2006 年以降には東 山腹の昭和火口からの爆発活動を中心とする活動様 式に変化してきている(Iguchi et al., 2013)．一方，桜 島のマグマの供給源とされる姶良カルデラでは大正 噴火の沈静化直後から地表面の隆起が継続しており， 現在ではほぼ大正噴火直前のレベルに達しているこ とから，桜島では近い将来に再び大正噴火級の活動 が発生することが予想されている(Iguchi, 2013)． 反復地震探査測線は桜島北部から東部にかけて2 本が設定された．この地域は火山活動に伴う地盤変 動がもっとも活発な地域である（江頭ら , 1997; 山本ら , 2012; 2013; Yamamoto et al.. 2013）．Hidayati et
al.(2007) は桜島を含む鹿児島湾北部地域で発生する地 震の震源メカニズムの特徴と地盤変動パターンの特 徴から，桜島北部の地下に姶良カルデラからのマグマ 供給路があるモデルを提唱している．さらにTsutsui et al.(2013) はこの地域における反射法地震探査によっ て地震反射断面と地震波速度構造を報告するととも に，東西測線断面の深さ5km 付近の反射パターンの 特徴を根拠に桜島北部から山頂直下にいたるホット ゾーンを提唱した． これまでにも火山活動に伴う地震学的構造変化の 報告がなされている．日本国内では東北大学のグルー プによる岩手山における研究（Yamawaki et al., 2004; Nishimura et al., 2005） お よ び 三 宅 島 に お け る 研 究
キーワード：
桜島火山、構造探査、構造変化、マグマ供給系Keywords: Sakurajima, Geophysical survey, Seismic survey, Magma
（Anggono et al., 2012）がある．海外では Duputel et al.
(2009) の Piton de la Fournaise 火山における研究例をは
じめMordret et al. (2010) の Ruapehu 火山における研究
例がある．これらはいずれも火山活動の進行にとも なう地震波速度変化の検出を報告している． 本研究では地下における物性の変化をより高い分 解能でとらえることをねらい，反射法地震探査の解 析手法の適用を前提とした人工地震観測を繰り返し 実施している．
2. 反復反射法探査測線
反射法地震探査実験は井口ら(2009) による 2008 年 11 月の先行実験実施以降，毎年 12 月に 1 回ずつ実施 されている（筒井ら , 2010; 2011; 2012; 2013）．2012 年までの観測では測線はTsutsui et al. (2013) の展開を 基本とした東西測線と南北測線の2 本で構成されて いる．これらの測線は桜島北方の姶良カルデラ深部 から桜島に供給されるマグマの供給路の検出と，そ の推移の追跡を目的として展開された． 今回報告する2013 年 12 月に行われた観測では，主 に東西測線上の6 ヶ所の発破と 74 点の観測点再設置 が行われた(Fig. 1)．発破点 UR2E は 200kg の，それ 以外の5 発破点は 20kg の薬量のダイナマイトで実施 された．発破点に関する諸元をTable 1 に示す．2013 年に再現された観測点を Table 2 に示す．発破点およ び観測点は原則として毎年同じ場所に再現しており， 発破点は20m 以内，観測点は平均 1m 以内の場所に 再現されている．これまでの観測における発破孔位 置の変遷を Fig. 2 に示す． 測線を構成する臨時観測点はこれまでと同様に4.5Hz 上下動地震計と LS-8200SD（白山工業製；蔵下 ら , 2006）から構成された．本観測の測線上で得ら れた観測波形をFig. 3 に見かけ速度スケールとともに それぞれ示す．
3. データと解析
地震探査実験によって桜島北部で得られた地震波 形記録の一部は実験のたびに変化を示した．その代 表的な例として発破SHRE に対する毎年の観測波形 を Fig. 4 に見かけ速度スケールとともに示す．Fig. 4 に示されている補助線は，後述のR4.9k および R8.0k に対応する走時曲線である． さらにホットゾーン上の発破点KOME から 0.13km の地点X081A における年ごとの観測波形変化を，そ れぞれの年の初動振幅で規格化してFig. 5 に示す． Fig, 5 の R4.9k とラベルされている枠は反射面 R4.9k に相当する到来波群の位置である．各波形の書き出 しは発震時刻で揃えている．測線東部で後続相振幅 が変化していることが確認できる．-12
-10
-8
-6
-4
-2
0
2
4
Easting (km)
-5
-3
-1
1
3
5
N
ort
hin
g (
km
)
KBNE FTMESHRE
URAE/UR2E KT MD URNE KOME
SY
B (5km) A(12km) AVOTFig. 1 The seismic lines. The black solid circles represent 74 seismic stations and the red asterisks are 6 shot points of the 2013 experiment, which deployed along the line EW. The gray solid circles are the seismic stations along the line NS in the 2012 experiment. The orange colored zone is "Hot zone" which presented by Tsutsui et al.(2013) for 5km depth. The open box AVOT marks a tilt meter station which operated by MLIT. The open circle A and the red solid circle are the subsurface pressure source presented in Iguchi et al (2013). Their depth are also labeled at the pressure sources. KT: the summit Kitadake, MD the summit Minamidake, SY: Syowa crater. 毎年の観測波形の変化を抽出することを目的とし て，各年の観測波形と2008 ～ 2011 年の観測波形を平 均した参照基準波形との差分波形を作成した．さら に観測波形変化を引き起こす原因となる場所の特定 を目的として，差分記録による差分反射断面と参照 基準断面から，最終的に反射偏差(Deviation) 断面を 作成した．Fig. 6a に全体の観測波形処理，b に差分記 録の処理手順をそれぞれ示す．本稿では参照基準断 面に Tsutsui et al.(2013) の結果を用い，差分記録の反 射法解析には Tsutsui et al. (2013) と同一の手順および パラメータを用いた．
4. 結果
それぞれの年における反射偏差断面を参照基準断面(Tsutsui et al., 2013) とともに Fig. 7 に示す．Fig. 7
は Tsutsui et al. (2013) の参照基準反射断面上の個別の
点における反射強度と，年ごとの差分反射断面の対 応する位置における差分量との積の符号を色で区別 し，積の大きさを色の濃度で表すことで，参照基準
Table 1 Shot points. Shot time
Day Time Deg Min Sec Deg Min Sec
UR2E 2013/12/05 02:12:00.227 31 36 13.3164 130 42 26.0676 36.6 200 Current: S6 URNE 2013/12/05 01:07:00.374 31 36 24.2028 130 41 43.9332 91.6 20 Current: S7 KOME 2013/12/05 01:17:00.200 31 36 44.8884 130 41 00.3948 144.6 20 Current; S8 SHRE 2013/12/05 01:22:00.623 31 36 30.8772 130 39 54.5256 314.6 20 Current: S9 FTME 2013/12/05 01:27:00.154 31 36 25.7796 130 39 28.4292 328.6 20 Current: S10 KBNE 2013/12/05 01:12:00.175 31 36 17.8668 130 38 18.2652 367.6 20 Current: S11
Latitude (WGS84) Longitude (WGS84) AltitudeSurface
(m) Note
Shot
point size (kg)Charge
2010 2013 0 0.02 0.04 0.06 0.08 -0.02 -0.01 0 0.01 0.02
URAE/UR2E
2013 -0.02 0 0.02 -0.02 -0.01 0 0.01 0.02URNE
2013 -0.02 0 0.02 -0.02 -0.01 0 0.01 0.02SHRE
2013 -0.02 0 0.02 -0.02 -0.01 0 0.01 0.02FTME
2013 -0.02 0 0.02 -0.02 -0.01 0 0.01 0.02KBNE
Shot points (2008-2013)
2013 -0.02 0 0.02 -0.02 -0.01 0 0.01 0.02KOME
N
or
th
in
g
(k
m
)
Easting (km)
URAE
(2008-2010)
UR2E
Fig.2 The shot holes in the each site during 2008 to 2013. The crosses are the relative locations of the shot holes. "2013" labels The shot locations are concentrated within 0.02km except for URAE/UR2E. The site URAE/ UR2E presents both sites separated 0.06km in the same panel. The shot point URAE had been used until the 2010 experiment, then UR2E have been used since the 2011 experiment. The origin of each panel correspond to the 2009's shot hole.
Table 2 2013 stations.
X079A X081A X082A X083A X084A X085A X086A
X001B X003B X004B X005B X006B X007B X008B X009B X011B X012B X013B X014B X015B X016B X017B X018B X019B X020B X021B X022B X023B X024B X025B X026B X029B X030B X031B X032B X033B X034B X036B X038B X040B X042B X044B X046B X048B X049B X050B X051B B099 B100 B102 B201 B203 B205 B207 X061B X063B X065B X067B X069B X071B X073B X075B X077B X079B X081B X083B X085B X087B X089B X091B X092B X093B X094B X095B 2013 Re-installed stations 74 stations
KBNE
FTME
SHRE
KOME
URNE
UR2E
0 5 (s) 0 2 0 0 5 (s) 0 0 0 0 -2 -4 -6 2 -2 -4 2 -2 -2 2 4 2 4 6 4 (km) (km) W E W E Apparent velocity Apparent velocity
Fig. 3 The shot records. Six shot records for six seconds with normalized seismograms and corresponding two velocity fans are shown.
2008
2009
2010
2011
2012
2013
R4.9k R8.0k 0 5 (km) R4.9k R8.0k 0 5 2 0 -2 (km)2 0 -2 (km)2 0 -2 (km)2 0 -2 (km)2 0 -2 (km)2 0 -2 (s) (s) Apparent velocityFig. 4 The annual variations of the shot records. The annual shot records for the shot SHRE from 2008 to 2013 and the velocity fan are shown. The display style is the same as Fig. 3. Two red curves in each shot record are the reference travel time curves for the reflectors R4.9k and R8.0k.
0.0 45 2009 0.0 57 2010 0.0 62 2011 0.0 61 5 2012 0.0 44 0.0 1.0 2.0 3.0 2013 R4.9k
A
rms1A
rms2 Lapse time (s)A
A
A
rms rms rms
2 1Fig. 5 The annual variation of the seismogram. The annual seismograms at the distance 0.13km (the station X081A) from the shot KOME. The right and the left boxes marks the time windows for the reference rms amplitude Arms1 and
for the target rms amplitude Arms2 for the horizon R4.9k.
2011 s
seismogram 2008 sSeismogram 2009 sseismogram 2010 sseismogram 2011 sseismogram Shot mark
correction Shot markcorrection Shot markcorrection Shot mark correction Amplitude correction +
-Reference seismogram 2011 s Differential seismogram
(b)
Fig. 6 Data processing. (a) presents whole data processing. (b) shows differential processing of seismograms.
断面からの反射強度の変化を直感的に表現する(Fig. 8)．反射偏差断面は参照基準断面に存在している反射 イベントのうち，明瞭に変化しているものを抽出す る表示法である． Fig. 7 では 4.9km と 8km との 2 つの深さで反射強度 の変化が現れる傾向が示されている．Fig 9a にこれら の反射が現れる水平位置を示す．4.9km 深は桜島北東 部での変化が顕著であるのに対して，8km 深では桜 島北部で顕著な変化が見受けられる．これ以降前者 をR4.9k，後者を R8.0k と呼ぶことにする． R4.9k は九州南部の上部地殻の約 5km 深の不連続面 （Ono et al. 1978; 安藤ら , 2002）に相当する．さらに R8.0k は，地盤変動観測結果（Yamamoto et al., 2013） を考慮すると桜島北方の姶良カルデラ中央部に推定 されているマグマだまりの末端が見えている可能性 がある．Fig. 9b に構造の模式図を示す． Fig. 7 における反射強度の年ごとの変化の様子を 以下にまとめる．R4.9k は 2010 年まで平均より強い 反射強度を示すが，それ以降は年ごとに反射強度が 弱まる傾向を示している．一方，R8.0k では 2009 年 に9km 深に強い反射が現れて以降，年を追うごとに 反射の強い領域が浅い方へ移動しているように見え る．
CMP 140 0 CMP 140 0 CMP 140 0 CMP 140 0 CMP 140 Deviation 4 8 12 0 Enh. Dec.
2009
2010
2008
2011
2012
140 CMP 0 4 8 12Reference
Depth (km) Tsutsui et al.(2013)Fig. 7 The deviation profiles for 2008 to 2012. The deviation profiles and the reference profile are shown. The orange and red ellipsoids mark the significant horizons R4.9k and R8.0k in the reference profile, respectively. Color code in the deviation profiles are presented in the succeeding figure.
Enhanced Shifted Decayed
Reference
Deviation Difference
[2011 Dev.] [2011]-[Ref]
=
×
[Ref]
Fig. 8 The schematic illustration of the derivation and the legend of the deviation profile. Red, yellow, and brown colors in the deviation profiles present increase, neutral, and decrease in the reflection intensity from the average level. Alternative pattern of red and brown describes migration of a reflection event. -12 -10 -8 -6 -4 -2 0 2 4 Easting (km) -5 -3 -1 1 3 5 N ort hin g ( km ) KT MD AVOT SY 0 140
Fig. 9 The location of the significant deviation of the seismic reflection. (a) Location map. The thick line represents the profile. The orange and red markers describe the significant deviations in R4.9k and R8.0k, respectively. (b) Schematic image of these horizons.
(a)
4.9km 8.0km SY MD KD Aira Caldera 140 1(b)
0 0.005 0.01 0.015 0.02 0.025 2009 2010 2011 2012 2013 Upper Limit 2.875s LowerLimit KOME: X081A (0.13km) 2-8Hz BPF (b) (c) Arm s (a)
Fig. 10 The chronology of the intensity of the horizon R4.9k and other observations. (a) presents explosions at the crater, which compiled by JMA. (b) is drift-free tilt record at AVOT which is operated by MILT. (c) shows annual variation of the relative intensity Arms of the horizon R4.9k at 0.13km from the shot KOME.
5. 考察
ここではもっとも顕著に認められるR4.9k の反射強 度変化について考察する． Fig. 4 に示される観測点 X081A 記録で R4.9k の反 射位相に対応する時間窓のrms 規格化振幅の 2009 年 観測に対する相対変化を Fig. 10 に示す．rms 規格 化振幅は対象とする時間窓の rms 振幅を，同じ年の 初動rms 振幅で割り算したものである． Fig. 10 に 示されるように，測線東部のホットゾーン直上にお けるR4.9k の反射波相対振幅は 2011 年に最大になっ た後減少する傾向にある．最大の2011 年の相対振幅 は2009 年のそれに対して 39% 増である．また最小 の2013 年の相対振幅は 2009 年のそれに対して 13% 減であった．この変化はAVOT における傾斜変動観 測結果と正の相関を示している．同様な振幅変化は Fig. 10 に示されるような一つのショット観測点組み 合わせばかりでなく，ホットゾーンを挟んで相対す るショットと観測点との組み合わせでも観測された． 反射振幅の変化を説明するために，対応する4.9km 深の境界面に低速度層が挟在層として貫入したモデ ルを導入する(Fig. 11a)．先述のように 4.9km 深の反 射面は九州南部の上部地殻中の約5km 深の不連続面 （Ono et al. 1978; 安藤ら , 2002）に相当し，この不連 続面がマグマなどの移動を拘束する可能性がある．し たがってOno et al., (1978) のモデルの 5km 付近の境界 面に挟在層を入れることにした．この挟在層の厚み， 密度および速度の3 つのパラメータがみかけの反射 係数を支配する． 挟在層中の速度を固定して厚みを変化させた場合 の反射係数の変化を示したのがFig. 11b である．厚み が増大するほど反射係数が増大する傾向があるが反 射係数は必ずしも単調増加ではなく，挟在層中の1/4 波長に近づくと増加は頭打ちになる．また厚さ20m から70m の間がもっとも反射率の変化が大きい．密 度減少が10% の場合には 20m の層厚増大で，5% の 場合には30m の層厚増大で 30% の反射係数増加が示 されている． 次に挟在層中の速度を固定して密度変化に対する 反射係数変化を求めたのがFig. 11c である．2570kg/ m3を基準密度とした．挟在層の密度変化と反射係数 の変化は逆相関の傾向を示す．また，挟在層が厚いほ ど同じ密度変化に対する反射係数の変化率が大きい 傾向にある．挟在層厚50m を想定すると，密度の 5% 減少で反射係数は約10% 増加する．+5% が下位層に 対する浮力ゼロの密度である． 次に挟在層の速度変化に対応する反射係数変化に ついても検討する．Fig. 11d は 5% の密度減少下の速 度変化に対する反射係数の応答を示す．反射係数は速 度とも逆相関の傾向を示す．挟在層が厚いほど速度 変化に対する速度変化の割合は大きくなる．挟在層 の基準状態の反射係数に対して30% の増大を示すの は，厚さ50m では約 6% の速度減少，厚さ 20m では 約15% の速度減少に対応する．速度と密度は弾性波 に対するインピーダンスを支配しているパラメータ であるが，同じインピーダンスの10% 変化でも速度Fig. 11 The sandwich model and effects of its parameters on relative reflectivity. (a) shows the schematic illustration of the model. (b) presents thickness effects for various density in the sandwich layer. (c) presents density effects for various thickness. (d) describes velocity effects for various thickness. Red horizontal line in each graph marks 30% increase of the reflectivity.
変化の方が反射係数への影響が強く出る傾向にある． 現時点では挟在層を特徴付ける3 つのパラメータ （厚さ，密度，速度）を一意的に決定することができ ない．しかし，以下のように他の分野の観測事実を 参照して考察することである範囲内に拘束すること ができる．以下の議論は挟在層の内部が安山岩質マ グマであることを想定している． まず，挟在層の厚み変化は反射係数変化の主原因 とはなり得ないと考える．しかし，挟在層の厚さが ゼロであるとすると，残りの2 つのパラメータであ る密度および速度の変化に対して反射係数の変化が 説明できない．桜島の活動が約2 万年続いているこ とを考慮すると，観測開始時には十分な厚みの挟在 層がすでに存在していたと考えるのがよい．ここで 議論している挟在層はSill に相当する．露頭の観察 よりGudmundsson(2012) はアイスランドにおける玄 武岩シルの厚みは7 ～ 20m 程度と報告し，その他に
もMiller et al.(2011) は Colorado Plateau で Felsic sill が
0.01m ～ 30m の厚さで，Mafic sill が 1 ～ 50m の厚み であることを報告している．またTomson(2005) は大 西洋で行われた地震探査断面に現れたsill の厚みを 7 ～ 20m 程度と見積もっている．Beswick(1965) は半深 成岩granophyre の sill の厚みを 15 ～ 50m と報告して いる．このことを考慮すると，挟在層の厚みは20m ～50m 程度であろうと考えられる． 既 存 のSill があったとしてもその厚み変化が反 射強度変化を強く支配していると考えにくい．江 頭 ら(1997) お よ び 山 本 ら (2012; 2013), Yamamoto et al.(2013）による桜島北岸における水準測量結果で は，地表における年間垂直変動は数センチメートル のオーダーである．これらの結果による体積変動量 は 106m3と見積もられている(Iguchi, 2013)．このよう な地表の垂直変動のオーダーを説明するモデルの一 つとして，5.0km 深に測線方向 0.1km ×奥行き方向 1km ×開口量 10m の水平開口断層モデルが考えられ る（高木私信）．水平開口断層が問題の挟在層に相当 し，開口量がその厚さの変化に対応する．開口量が 10m であったとしても 3 割の反射強度変化を説明し きれない．また体積変動量を固定して測線方向の長さ を長くするとそれに反比例して開口量を縮小しなけ ればならない．地震反射偏差断面で認められるR4.9k の幅が約1km であることを考慮すると開口量はたか だか1m 程度と考えられ , この場合でも 3 割の反射強 度変化を説明しきれない．現時点では反射面R4.9k の 幅に相当する東西測線方向の広がりは見積もること ができるが，奥行きに関しては見積もりができてい
ない．今後の課題として東西測線と交差する南北測 線についても反射偏差断面でR4.9k を追跡する必要が ある． つぎに挟在層の密度変化であるが，5% 程度の減少 は可能であろう．マグマはその含水率によって密度 が変化する事が知られている（Spera, 2000）．これに よれば含水率が0 ～ 3% に変化すると，密度は 5% 減 少する．R4.9k の深度に相当する圧力下における水の
溶解度は3% が上限であるので (Williams and McBirny,
1979)，発泡しない限りにおいて密度減少は 5% 以内 であろう．挟在層が地表へのマグマの通路の一部で あるならば，密度の減少した挟在層中の物質は上昇 力を獲得できるので，地表への移動が起こりやすく なるはずである． 最後に挟在層の速度変化であるが，かなり大きな
幅の変化が可能であろう．Murase and McBirny (1973)
の実験では常温常圧で約5300m/s の速度を示した安 山岩（Mt. Hood 安山岩 ) を用いて温度を上昇させな がら地震波速度を測定し，その溶融点を過ぎると速 度が50% 以下に減少することを報告している．もし 挟在層が桜島へのマグマの通路たり得るのであれば， 当然溶融点より高い温度のマグマ（すなわち，より 低い速度のマグマ）の新規注入は起こりうることで ある． 以上の考察より，次のように反射係数の変化を解 釈できる．いわゆるホットゾーン中の反射面R4.9k に は反復観測開始時にすでに厚さ数十メートル程度の シルが存在していた．このような構造の中での密度 や速度が変化して反射係数を変化させていた．すなわ ち2008 年以降 2011 年までは深部からの新規マグマ注 入等による物質置換でR4.9k 挟在層中の密度あるいは 速度が低下し続けた．2011 年には R4.9k における新 規マグマ等の置換量が極大に達し，密度あるいは速 度が極小値をとったために反射強度も極大を示した． その後新規マグマの地表への移動が進み，2011 年以 降は徐々にR4.9k 挟在層内部の密度と速度が増加した ために反射強度が減少した．この解釈を模式的に可 視化してFig. 12a ～ f に示す．
6. 結論
2008 年から 6 年間，同一仕様による反射法地震探 査を繰り返し同一測線で行った．観測点は平均1m 以 内，発破点は20m 以内に再現された．毎年得られた データから作成された差分断面と参照基準反射断面 との積による反射偏差断面では，反射変化の大きい 2 つの深度，4.9km 深と 8km 深の存在が示された．4.9km 深は観測開始以降2010 年前後まで反射係数の増加を 示し，2011 年以降減少に転ずる傾向を示した．8km 深の反射は徐々に浅くなる傾向を示した．今回の発表 では4.9km 深に注目して検討と考察を行った．再び 生記録に立ち返って4.9km 深の検討を進めたところ， 相当する後続相では観測開始以降2011 年までに振幅 が約3 割増加していた．この反射振幅の変化を挟在 層モデルを導入して，挟在層の密度低下と速度低下 で2011 年までの反射係数増加が説明できることが明 らかになった．挟在層の密度低下と速度低下は挟在 層中の物質置換として解釈することができる．すな わち，桜島のホットゾーン中のR4.9k を構成する挟在 層は2008 年以降 2011 年に至るまで，深部からの新規Fig. 12 Schematic illustration of development at the horizon R4.9k during 2008 to 2013 with the reference profile by Tsutsui et al.(2013). (a) 2008, (b) 2009, (c) 2010, (d) 2011, (e) 2012, and (f) 2013. The orange ellipsoids represent the reflectors R4.9K and R8.0k. Color density of the ellipsoid represents reflectivity at R4.9k. Developing phase during 2008 to 2011 and succeeding decaying phase after 2012 are shown.
(a) 2008
(b) 2009
(c) 2010
4.9km 8.0km SY MD KD Aira Caldera 140 1 4.9km 8.0km SY MD KD Aira Caldera 140 1 4.9km 8.0km SY MD KD Aira Caldera 140 1マグマ注入によるR4.9k 挟在層中の物質置換で密度あ るいは速度が低下し続けた．2011 年には R4.9k にお ける新規マグマの蓄積量が極大に達し，密度あるい は速度が極小値をとったために反射係数も極大を示 した．その後新規マグマの地表への移動が進み，2011 年以降は徐々にR4.9k 挟在層内部の密度と速度が増加 したために反射係数が減少した，と考えられる． 現時点では反射面R4.9k の幅に相当する東西測線方 向の広がりは見積もることができるが，奥行きに関 しては見積もりができていない．東西測線と交差す る南北測線の反射偏差断面でR4.9k を追跡する必要が ある．
謝 辞
本研究の経費の一部は京都大学防災研究所共同研 究(20G-08, 22G-19, 24G-09）によった．また，発破観 測費用は「地震および火山噴火予知のための観測研究 計画」による他，気象庁による経費を使用した．本 研究の遂行にあたり，京都大学防災研究所火山活動 研究センターのスタッフのご支援をいただいた．鹿 児島地方気象台にもスタッフのご支援をいただいた． 2013 年観測にあたり東京大学地震研究所と京都大学 防災研究所 片尾 浩准教授および九州大学 松島 健准教授から機材を借用させていただいた．また， 測線沿線の住民および各関係機関には多大な協力を いただいた．さらに気象研究所 高木朗充氏には地 下の開口量と地表隆起量との関係について指摘をい ただいた．また本文中に図を引用した有村観測坑道 傾斜計(AVOT) の観測は国土交通省大隅河川国道事務 所が行っているものである．ここに記して感謝の意 を表します．参考文献
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(e) 2012
(f) 2013
4.9km 8.0km SY MD KD Aira Caldera 140 1 4.9km 8.0km SY MD KD Aira Caldera 140 1 4.9km 8.0km SY MD KD Aira Caldera 140 1学防災研究所年報 , 第54 号 B, pp. 195-208. 筒井智樹・井口正人・為栗 健・他35 名 (2013): 桜 島火山における反復地震探査（2012 年観測），京 都大学防災研究所年報 , 第56 号 B, pp. 207-220. 山本圭吾・園田忠臣・高山鐵朗・市川信夫・大倉敬 宏・横尾亮彦・吉川慎・井上寛之・堀田耕平・松 島健・内田和也・中本真美 (2012): 水準測量によ る桜島火山の地盤上下変動 (2010 年 11 月～ 2011 年11 月 )，京都大学防災研究所年報，第 55 号 B, pp. 155-161. 山本圭吾・園田忠臣・高山鐵朗・市川信夫・大倉敬宏・ 横尾亮彦・吉川慎・井上寛之・諏訪博之・松島健・ 藤田詩織・神薗めぐみ (2013): 水準測量によって 測定された桜島火山周辺域の地盤上下変動 (2012 年11 月および 12 月測量の結果 )，京都大学防災 研究所年報，第56 号 B, 187-195.
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