京都大学防災研究所年報第57号(平成25年度)

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しげじろうたておか
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1 京都大学防災研究所年報第 57 号 B 平成 26 年 6 月 Annuals of Disas. Prev. Res. Inst., Kyoto Univ., No. 57 B, 2014 The Seismic Velocity Structure in the Northern Kinki District Using Dense Seismic Observation Emi KAIYA, Hiroshi KATAO, Takuo SHIBUTANI, Yoshihisa IIO and Tsutomu MIURA Synopsis Micro-seismicity in the Northern Kinki District is active. However we don t know the cause and the relation between these seismic activities and crustal structure or active faults around there clearly. In the Northern Kinki District, we are carrying out a dense array seismic observation using many temporal stations; 83 stations since The average station interval at the center of the Tamba plateau is about 5km, so we expect to know the seismic structure beneath this region with higher resolutions than that derived from the permanent stations. In this study, we estimate high-resolution seismic velocity structure using data from these dense observations. Based on the results of 3D seismic velocity tomography, we discuss on the relations between the seismic activities and other geophysical and geological features of this area. Keywords: seismic velocity structure, tomography, microearthquake, dense observation, Kinki district ( ) Sagiya et al., S Fig km 85

Micro-seismicity in the Northern Kinki District is active.

2 1970 Hirahara Hi-net 20km Matsubara et al. (2008) km 5 20km P S Nakajima and Hasegawa km 50km 3 40km P S km 100km 5km 15km 3 Hi-net km 20km KVS-300 EDR-X Hz 100Hz SATARN 1999 Hi-net Fig. 1 Station distribution around the northern Kinki district. Red triangles are temporal stations by this study. Other triangles are permanent stations of the telemeter observations networks. 86

2 5km 100km 5km 15km 3 Hi-net 0.2 0.3 0.

3 Fig km 900km P S win, P S P S Rawlinson et al. (2006) FMTOMO de Kool et al., 2006 JMA P S km 80km km km km % perturbation Fig. 2 Distribution of events of the data-set 2. Dashed rectangle show the horizontal exten of the tomography model. perturbation roughness =0.01 =1.0 variance reduction P 20% S 30 40% 0.5km 1km 1km 16km 3km Fig. 3 S Fig. 4 P km 0.2 P S 87

Rawlinson et al. (2006) FMTOMO de Kool et al., 2006 JMA2001 2002 P S 6 34.30 35.90 134.50 136.80-2km 80km 0.2 0.2 3km 0.1 0.1 3km 0.05 0.05 3km 2 2 2 1.

4 Fig. 3 Results of map view of Vs at each depth. Fig. 4 Results of map view of Vp at each depth. Horizontal grid intervals are 0.1 degree. Horizontal grid intervals are 0.1 degree. より詳細な特徴が見やすくなっている P波は丹波地から見られる特徴には大きな変化は見られないチ域とその西側に低速度の領域が広がっているまたェッカーボードテストの戻り具合に関しては水平それらは浅部で顕著に見られ深さ7km付近で少しグリッド0.05 の場合はデータセット１に比べて広い高速度ぎみになり深さ10km 領域でよく戻っているように見て取れるがおおむ 16kmにかけて深くなるにつれて再び低速度領域が広がる S波に関してはね結果はよく似ているしたがって観測点地震丹波地域中央部から琵琶湖西岸にかけて深さ4kmあ数ともに密な丹波地域中央部においてはデータセッたりまでの浅部では低速度異常が帯状につながってト１の約1年間分のデータでも十分な分解能が得らいるように見てとれる S波もP波と類似しておりれると言える定常観測網に基づく先行研究では数深さ7km以深ではこのような特徴は見られないま年間以上の長期にわたる地震データの蓄積が必要でたその帯状につながる低速度異常の北側には一部あったことと比較すると稠密観測により極めて短高速度の領域が広がりこれはP波速度構造には見ら期間で高解像度の結果が得られたことになるもちれない特徴であるろんこれは観測点および地震分布が疎らな丹波地丹波地域中央部においてはグリッド間隔によら域中央部の周辺域では１年間では十分な地震数を確ず深さ10km付近までは比較的よく戻っているが深保できないため既往の解析よりも地震数が減少すさ16kmあたりになるとあまり戻りがよくないそのるため同等の結果を得ることはできずむしろ悪化理由として使用した地震は深さ16km以浅で発生しすることになるているものがほとんどであるため深さ16kmあたり水平方向のグリッド間隔を0.1 の場合と0.05 の場は波線があまり通らないためであると考えられる合でチェッカーボードテストの結果を比較したもの 2009年2月1日 2011年2月28日の約2年間の地震がFig. 5とFig. 6である Fig.5ではP波 Fig.6ではS波を含むデータセット２を使用して同様のトモグラフを示し各々深さ1km 7km 13kmにおける例を示ィー解析を行ったデータセット２はデータセットす双方とも丹波地域中央部ではチェッカーがうま１に比べて走時数がおよそ倍になっているが結果く再現されており地殻中部においては最高で 88

05 の場合はデータセット１に比べて広い高速度ぎみになり深さ10km 領域でよく戻っているように見て取れるがおおむ 16kmにかけて深くなるにつれて再び低速度領域が広がる S波に関してはね結果はよく似ているしたがって観測点地震丹波地域中央部から琵琶湖西岸にかけて深さ4kmあ数ともに密な丹波地域中央部においてはデータセッたりまでの浅部では低速度異常が帯状につながって

5 Fig. 5 Results of the checkerboard resolution tests Fig. 6 Results of the checkerboard resolution tests of of 0.1 x 0.1 degree grid interval for P wave on three 0.05 x 0.05 degree grid interval for S wave on three representative depth layers; (a) 1km, (b) 7km, (c) representative depth layers; (a) 1km, (b) 7km, (c) 13km 13km Left side panels are true checker model, right Left side panels are true checker model, right side side panels are recovered model respectively. panels are recovered model respectively 程度の解像度があることを確認できる一方周辺部においてはチェッカーの戻りは悪化しとくに0.05 期間 2009年1月16日 2012年12月26日 M2.0以上地震数 74 グリッドの場合は元のチェッカーパターンでおもに滋賀県東部以東や紀伊半島中部におけるがほとんど再現できていない地域も多くなるやや深発地震であるこれにデータセット１の地震 3.2 を合わせた4788イベント以下データセット３深部構造と鉛直断面以上述べた解析結果では上部地殻においては高を用いてトモグラフィー解析を行ったその際の解像度の結果が得られ様々な特徴が見られたが深モデルは北緯東経さ12km以深はチェッカーボードテストの戻りが悪深さ -2km く明瞭な結果は得らないその理由として近畿地 S波149563となった km の範囲に拡張し走時数は P 波方北部ではおよそ深さ16km以深の地震がほとんどその結果深い地震を追加することでデータセ発生していないことがあげられるまたフィリピット１で良い分解能が得られなかった深さ13km以ン海プレートの沈み込みに沿ったやや深発地震の活深においてチェッカーボードテストの戻りが改善動も低調であり丹波地域直下ではほとんど起きてしたトモグラフィー解析の結果も深さ10km以深にいない注目すると深さ10kmや13kmにおいて微小地震集中下部地殻から上部マントルに至る深部の速度構造域に重なるように見られる低速度領域についてはを求めるためにデータの時空間範囲を広げ深さデータセット１の解析よりも信頼性が上がったと考 30km以深におけるM2.0以上の地震を追加したデーえてよいもともと深発地震が少ない地域であるたタセットを作成した追加したデータはめ本研究における期間および地震数では限界があるがより長期間かつ周囲の深発地震や遠地地震を範囲北緯34.00 さ30km 100km 東経深用いることでさらに深部の構造の推定精度を改善することが期待できる 89

right Left side panels are true checker model, right side side panels are recovered model respectively. panels are recovered model respectively. 0.05 程度の解像度があることを確認できる一方周辺部においてはチェッカーの戻りは悪化しとくに0.

6 Fig. 8 Vp/Vs distributions on the results of tomography with 0.1 degree resolution. Map view ot the depth of (a)1km, (b)4km, (c)7km and (d) 10km, respectively. でありそれらに挟まれた深さ5 10kmは比較的高速度になっている深さ20kmよりも深い下部地殻および上部マントルは丹波地域の微小地震活動域の下では全体的に低速度になっている Fig. 7 Vertical cross sections of results of tomography with 0.1 degree resolution. 3.3 Vp perturbation along EW line, Vs perturvation along EW line, Vp/Vs データセット１を用いたトモグラフィー解析水平方向のグリッド間隔が0.1 において得られたP波 Vp perturbation along NS line, Vs 速度とS波速度の比Vp/VsをFig. 8に示す深さ4kmよ perturvation along NS line, and location of section り浅部においては琵琶湖西岸地域に高Vp/Vs領域が lines, up to bottom respectively. 際立って見られさらにその北西に低Vp/Vs領域が見られるこの低Vp/Vs領域は深さ7kmにまで連続的にデータセット３に基づく結果のうち水平方向のグ見られる特徴であるリッド間隔0.1 とした結果の鉛直断面の例をFig. 7に示す地震が集中して起きている領域や活断層を横 4. 考察断するように測線を設定し北緯35.20 で東西に引いた測線と東経で南北に引いた測線に沿った 4.1 稠密観測の優位性 2008年以降丹波地域に設置された臨時稠密観測断面を示している東西測線の鉛直断面図では深さ12kmあたりの低網の観測点間隔は約5km間隔で従来の定常観測網速度領域は丹波地域中央部の微小地震発生域と重なにおける約20kmよりはるかに稠密である稠密地震るように存在し P波 S波双方で見られるまた P 観測データを用いグリッド間隔や解析に使用する波 S波ともにその領域では浅部にも低速度領域が顕データ期間を変えて多数の設定条件の地震波走時ト著に見られ深さ5 モグラフィー解析を行った水平方向のグリッド間 10kmは比較的高速度になっている南北測線の鉛直断面図では東西測線でみら隔は緯度れた特徴がさらに顕著に見られる地表直下の浅部試し深さ方向は3km間隔で共通とした水平方向および微小地震発生層の下限に沿った低速度が顕著のグリッド間隔経度方向にの3通りをは従来の定常観測データのみ

3 Vp perturbation along EW line, Vs perturvation along EW line, Vp/Vs データセット１を用いたトモグラフィー解析水平方向のグリッド間隔が0.1 において得られたP波 Vp perturbation along NS line, Vs 速度とS波速度の比Vp/VsをFig.

7 P 7km S 10km 16km P km 10km km P S 4km 2006 S 3km 20km Fig.8 Vp/Vs S S S

8 Vp/Vs S S 7km S km 5km km P 3km 9km 15km S P P 3km Vp/Vs S Wessel and Smith 1998 Generic Mapping Tools 2011 ( ),, 54, A, ,, 65, win-,, No1, C22-P ,, SATARN,, 42, B-1, ,, No51, ,, 56, B,

05 P 3km 9km 15km S P P 3km Vp/Vs S Wessel and Smith 1998 Generic Mapping

9 ,, ,,, 7, ,, 53, B, ,, 48, B, de Kool, M., Rawlinson, N. and Sambridge, M. (2006): A practical grid-based method for tracking multiple refraction and reflection phases in three-dimensional heterogeneous media, Geophys. J. Int. 167, Hirahara, K. (1980): Three-Dimensional shear velocity structure beneath the Japan islands and its tectonic implication, J. Phys. Earth, 28, Matsubara, M., Obara, K. and Kasahara, K. (2008): Three-dimensional P- and S-wave velocity structure beneath the Japan Islands obtained by high-density seismic stations by seismic tomography, Tectonophysis. 454, Nakajima, J. and Hasegawa, A. (2007): Tomographic evidence for the mantle upwelling beneath southwestern Japan and its implications for arc magmatism, Earth. Planet. Sci. Lett., 254, Rawlinson, N., de kool, M. and Sambridge, M. (2006): Seismic wavefront trace-ing in 3-D heterogeneous media, applications with multiple data classes, Explor. Geophys., 37, Sagiya, T., Miyazaki, S. and Tada, T. (2000): Continuous GPS array present-day crustal deformation of Japan, Pure appl. Geophys., 157, Wessel, P. and Smith, W. H. F. (1998): New Version of the Generic Mapping Tools Released, EOS Trans. Am. Geophys. Union, 76,

(1980): Three-Dimensional shear velocity structure beneath the Japan islands and its tectonic implication, J. Phys. Earth, 28, 221-241. Matsubara, M., Obara, K. and Kasahara, K.

Fig. 1. Active faults in the Kanto district (after Coordinating Committee for Earthquake Prediction, 1980). A-A' PROFILE DOUGUER ANOMALY RESIDUAL ANOM

Fig. 1. Active faults in the Kanto district (after Coordinating Committee for Earthquake Prediction, 1980). A-A' PROFILE DOUGUER ANOMALY RESIDUAL ANOM Structure of the Basement and the Gravity Anomaly in the Kanto Plain -A Geophysical Study of Active Fault- Takashi TADA Crustal Dynamics Department, Geographical Survey Institute (Received Apirl 7, 1983)

京都大学防災研究所年報 第57号(平成25年度)

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