インドネシアにおける広帯域地震観測網 」聡net · 2013-05-14 ·...
TRANSCRIPT
地質調査所月報，第51巻，第5号，p．189－203，2000
インドネシアにおける広帯域地震観測網 」聡NET
大滝壽樹1神定健二2金嶋 聡3西村太志4石原 靖5
吉田康宏2原田智史2神谷眞一郎6S懸鑓霊07
Toshiki OHTAKI，Kenji KANJo，Satoshi KANEsHIMA，Takeshi NlsHIMuRA，Yasushi IsRIH：ARA，YasuhiroYosHIDA，Satoshi HARADA，Shin’ichiro KAMIYA and Smarjo（2000） Broadband Seismic Network in In－
donesia－JISNET一．B％1ゐGθo乙S％鰍血ψ伽，vo1．51（5），p．189－203，8figs．，2tables．
Abst聡¢t：Detailed and accurate knowledge of the existence，form and structure of descending slabs in
the transition zone and uppermost lower mantle plays a key role in improving our mderstanding of the
whole Earth dynamics．Indonesi＆is one of the best sites in the world to obtain such detailed and accurate
knowledge，because ofthehighseismicityatalldepths downto650km，andbecauseahighvelocityplumeinthelowermantleisreportedbeneathIndonesia．Weconstructedabroadbanddigitalseismographicnet－work，called JISNET（Japan－ln（10nesia Seismic Network），made up to23temporary stations deployed in
the westem and centralpart ofIndonesia．To decrease background noises at the JISNET stations，we test－
edseveralsimpleways inJapanofseismometerinstallation．Thenoiselevel ofthebroadbandseismometer
placedatthebottomofaholewhosedepthisaboutlmand丘11edwithsandissigni五cantlylowerthanthenoise level of the seismometer placed on the ground．We analyzed the resolution of velocity anomalies
beneath Indonesia using synthetic arrival time data from hypocenters during three－year observation by
JISNET and surromding permanent broadband stations，and fomd that the resolution of the upper man－
tlebeneathIndonesiais about300km．Thisresultsuggeststhatthehighresolutionimage oftheslab struc－ture will be revealed by JISNET．
要 旨
マソトル遷移層から下部マソトル上部でのスラブの存
在領域，形態，内部構造の解明が全地球のダイナミクス
を考える上で鍵となる．この課題の解明のためにはイソ
ドネシアがフィールドとして適している．その理由は，
インドネシアは活発な沈み込み帯に位置し深発地震も多
く起こっていること，その下に下部マソトルに沈み込ん
だスラブと思われる高速度領域が報告されていることで
ある．このため23台の広帯域地震計からなる観測網
1地殻物理部（Geophysics Department，GSJ）2気象研究所（Meteorological Research Institute；1＿1
Nagamine，Tsukuba，Ibaraki305－0052，Jap＆n）
3東京工業大学理学部（Faculty of Science，Tokyo In－
stitute of Technology l2－12－100kayama，Meguro，Toky’0152－0033，Japan）
4東北大学大学院理学研究科（Gmduate SchoolofScience，Tohoku University l Aramaki－Aza－Aoba，Aoba，Sendai，
Miyagi980－8578，Japan）
5横浜市立大学理学部（FacultyofScience，YokohamaCityUniversity；22－2Seto，Kanazawa，Yokohama，：Kanaga－wa236－0027，Japan）
6建築研究所（lntemational Institute of Seismology and
Ea此hquake Engineering，Building Research Institute l
l Tatehara，Tsu㎞ba，Ibaraki305－3263，Japan）
現東京大学地震研究所（Earthquake Research Institute， University of Tokyo，1－1－1，Yayoi，Bunkyo：ku，Toky’o，
113－0032，Japan）
7Meteorological and Geophysical Agency，Indonesia；」1．
Angkasa I／No2，Jakarta10720
JISNET（Japan－lndonesia Seismic Network）をインド
ネシア西部および中部に構築した．JISNETでのノイ
ズレベルの低減のために広帯域地震計の簡易設置方式に
ついて目本で検討し，1mほどの地下に埋めることによ
って良質のデータが得られることを確認した．
JISNET観測点および周辺の常設広帯域観測点で3年
間に得られるデータを想定してレゾリューション解析を
行ったところ，300km程度の解像度が見込まれるの
で，本研究の目的を達成できると予想される．
1．はじめに
本研究の目的は広帯域地震観測に基づくスラブの下部
マソトルヘの沈み込み様式の解明である．マソトル中の
物質の下降流の地震学的研究は古くから盛んに行われて
きている（e．9．Jordan，19771CreagerandJordan，19841
0kino6！α乙，198gl Suetsugu，198gl van der H：ilstαα乙，
1991；Fukao6≠（zl．，1992）．Fukaoασ乙 （1992），Sakurai
（1996）を始めとする全地球3次元地震波速度トモグラ
フィーでは，西太平洋の各地の沈み込み帯で上部一下部
マントル境界上に横たわる高速度領域や下部マソトル中
の大規模な高速度領域のイメージが得られている．・これ
らのイメージは沈み込んだスラブがマソトル遷移層に一
：Keyword：Seismology’，Broa（1band SeismographicNetwork，
Indonesia，Earth’s deep interior，Slab
一189一
地質調査所月報（2000年第51巻第5号）
旦滞留した後，大規模な下降流となって下部マソトルを
落下する，いわゆるコールドプルームを想像させる（丸
山ら，1993）．このような高速度領域がスラブの沈み込
みとどう関連するかを考える上で，上部マントルー下部
マントル境界付近および下部マソトル上部の高速度異常
の詳細なイメージソグをし，スラブの存在領域やその速
度構造，上部マントル上部のスラブとの関連について調
べることは重要である．しかし，これらの全地球3次
元速度トモグラフィーは全世界に散らばる観測点からの
P波の到達時刻の読み取り値をデータとして用いてい
る．このため，その分解能は本研究の対象である沈み込
み帯下の上部マントルー下部マントル境界付近および下
部マソトル上部ではFukao6如双1992），Sakurai（1996）
のCheckerboardResolution解析から判断して50以上’
であろう．これでは下部マソトルの大規模な地震波高速
度域を検出することは可能でも，より小さなスケールで
の詳細なイメージングには不十分である。現在展開され
ている恒常的な全世界観測網ではこれ以上の解像度は期
待できない．このため局所的に集中した広帯域地震計
（e．g．Wielandt and Streckeisen，1982）による高密度の
観測網を建設することとした．このような局所的臨時広
帯域地震観測網は世界各地で展開されている．例えば，
PASSCAL（Flowler，1991）やSkippy（van der Eilst窃
磁，1994），NARS（Nolet6！α1．，1986）などが挙げられ
る．これらの観測網に共通していることは，約10－20
点の観測点，観測網の大きさが1000kmオーダーであ
るということで，グローバルなネットワークとローカル
なネットワークの間を埋める観測網と位置付けることが
できる（Nolet6！α乙，1986）．
上部マソトルー下部マントル境界付近および下部マソ
トル上部でのスラブの詳細なイメージングを行うために
は，スラブが上部下部マントル境界に衝突している場所
の近傍で観測することが必要である．日本国内の観測網
は衝突している場所より海溝側にあるためこの目的には
適切ではない．観測を行う最有力候補地は以下に述べる
4つの理由によりイソドネシアである．まず第1にイソ
ドネシア直下には巨大なコールドプルームが下部マント
ル中に存在することが示唆されている（Fukao擁磁，
19921丸山ほか，1993）．第2にこの地域では深発地震
の活動が活発である．本観測が臨時観測であることを考
えると，地震活動の活発な地域で観測することが望まし
い．第3にイソドネシアは東西に長く，必要な観測点
はほぽ一国でカバーできることが挙げられる．交渉や事
務手続きが繁雑になることを避けるため，一国内で観測
網を設置できることが望ましい．第4にイソドネシア
では従来広帯域地震計による観測がほとんど行われてい
ない．この事は地球深部構造以外にも我々の計画してい
る観測網を大いに活用できることを意味する．国外にお
いて観測網を長期間維持することは非常に難しいが，地
球内部構造探査が主目的であるならば臨時観測でほぼ十鮎
分であることから，数年間の臨時観測とした．
以上の考察に基づき，科学技術庁振興調整費r全地球
ダイナミクス＝中心核にいたる地球システムの変動原理
の解明に関する国際共同研究」計画（lshida6渉砿，
1999）の一環として我々はイソドネシアでの広帯域地
震計による数年間の臨時観測を企画した．
2．地震計設置方法の研究一気象研究所構内における
広帯域地震計の埋設比較観測
インドネシアでの観測の際に，どのような設置方法を
取れば解析に耐えうる波形データを収録できるかを事前
に調べることは非常に重要である．目本国内の恒常的な
広帯域地震観測点は岩盤まで掘った観測壕内等が選ばれ
ている（例えば山田ほか，1989）．しかし海外での臨時
観測では恒久的施設を新設することは難しいので，簡便
な設置方法を考えることが現実的な選択である．この際
に重要なのは風気圧変化，温度変化等に起因するとさ
れる長周期のノイズをいかに低減するかである．その方
策として地震計を深さ1m程度の坑に地中埋設する方式
がしばしば用いられている（e．g．，Owens6≠σ1．，1993）．
我々もこの例にならって地震計を簡易埋設することにし
た．しかし具体的な埋設方法について不明な点があるの
で，つくば市にある気象研究所の構内で2台の広帯域
地震計を用いて埋設比較観測を行った．また同時に地震
計のノイズ源を推定するために幾つかの気象要素との比
較検討を行った（吉田ほか，2000）．
2台の地震計のうち，1台を1m四方程度の坑の底に
設置した．その坑から数mはなれた地上に1m四方程
度の小屋を作り，もう1台をその中に設置した．各々
の場合について砂を充填した場合としない場合での並行
観測を行った．調査の結果，広帯域地震計の記録は非常
に大きな振幅で日周変化をしていることが分かった．そ
の日周変化は気温変化と非常に良い相関を示す．日周変
化の振幅は，地下・砂充填く地上・砂充填く地下・未充
填く地上・未充填，の順に大きくなっている．これは地
震計の側で測定した温度変化の振幅が大きくなる順番と
同じである。地下・砂充填の場合には坑内温度の日周変
化はほとんどなく，地震計の記録にも1目周期の変化
が出ていない．気圧，降水量，風速との相関は気温に比
べて非常に小さかった．砂を充填した場合，ノイズレベ
ルは周期30秒以下では両者に差はなく，周期30秒以
上では地上に設置した場合と比べ地下埋設設置のほうが
約10dbノイズレベルが小さくなっている．恒常的観
測点である地震研究所の筑波観測所の記録と比較したと
ころ，周期30秒以上では筑波観測所と地下埋設設置の
差は10db程度であった．
以上のことより，広帯域地震計の簡易埋設を行う際に
一190一
JISNET（大滝ほか）
は外気温の影響を極力抑えるような方法を取ることが望
ましく，同一地盤条件であれば地下埋設したほうが望ま
しいことが分かった．以上の結果を基に，地震計設置方
式として，地下設置可能な点については地下設置し砂で
埋める事とした．また岩盤が出ている観測点は岩盤上に
地震計を設置し，その周囲をブロックで囲み砂で埋める
こととした．
3．インドネシアにおける地震計設置方法
インドネシアにおける地震計設置方法として，事前に
調査した設置点の状況に応じ大別して以下の3方式を
採った．
（1）屋外地下設置型
（2）屋外地上設置型
（3）屋内施設設置型
（1）の屋外地下設置型の観測点では，一辺1．5m四方程
a）b）
蟻．欝．
第1図 a）屋外地下設置型の設置状況（Borobudur観測点）。b）屋外地上設置型の設置状況（Kahang一：Kahang観測点）．
Fig．1 a）Typical station con（1ition in the case ofunderground installation（Borobudur Station）l b）Typical station cond卜
tion in the case of installation on the groun（1（Kahang－Kahang Station）．
一191一
地質調査所月報（2000年第51巻第5号）
度の立方体状の坑を掘り，その周囲をコンクリートで固
めた．防水のためコソクリートの上部を地上に出し，屋
根で覆った．図1a上はソーラーパネルの設置作業中の
写真であるが地震計設置用坑，データロガー設置用小屋
が見える．坑の底に高さ30cm，一辺50cm程度のセ
メント製の直方体の簡易架台を作り，その上に地震計を
設置し（図1a中），設置後砂で埋め戻した（図1a下）．
この方法により，2．で述べたように温度変化などによ
るノイズの低減が期待される．ただし，地表ないし地下
浅いところで岩盤が露呈し掘削が困難な場所について
は，同様の手法で岩盤上に設置することにした（方式
2）．図1bはその一例であるが，インドネシア気象庁の
地震計室の隣に一辺1．5m程度の立方体状の囲いを作
成し，その中に地震計を設置し，中に砂を充填した．ま
た，WWSSN（World－wide Standardized Seismograph
Network）等の既存の地震観測室などが利用可能な場合
は，観測室内に地震計を設置した（方式3）．各観測点
での設置方法を表1に示す．
地震計はGロra1P社製CMG3TEBBの広帯域地震計
を，データロガーは白山工業社LS8000WDまたは
Reftek社72A－07を用いた．この地震計は周期50Hz
から360秒まで速度フラットな特性を有している．デ
ータロガーやバッテリー等は，インドネシア気象庁の観
測所など既存の施設が使える場合はなるべくその中に設
置し，使えない場合には地震計坑の近くに専用の小屋
（図1a上）を作りその中に収納した．電源供給は，AC
または出力12V以上の太陽電池パネル（図ね上）を
用いた．太陽電池パネルは，ロガー収納小屋の屋根もし
くは専用の架台上に設置した．太陽電池，ACどちらの
場合も，バッテリーに浮動充電し夜間あるいは停電時に
備えている．電力はデータロガーと地震計のそれぞれに
供給されるが，いずれも低消費電力型であるため，AC
や太陽電池からの電力供給が一時的に途切れてもバッテ
リーにより長時間の駆動が可能である．また時刻校正に
はGPSを用い，アンテナは見通しの良い屋外に設置した．
LS8000WDでは24bitで50H：zサンプリソグ，72A－07では24bitで20Hzサソプリソグで連続観測を
行っている．データはデータロガーに接続された専用の
リムーバブルHDに収録される．このハードディスク
はLS8000WDでは1か月，72A－07では3か月に一度
交換され，ジャカルタの気象庁本庁に送られる．HD交
換，データロガーの動作状況のチェックなどの保守整備
は主に現地観測所職員に依頼している他，可能であれば
年に1回程度の日本人関係者による保守点検を行うこ
ととした．地震計動作状況等の監視は，送られてきたデ
ータを元に日本で行っている．
ジャカルタに送られたデータはそこでハードディスク
から4mmTapeヘバックアップを行う．この目的のた
めジャカルタのイソドネシア気象庁本庁内にJISNET
用の計算機を設置した．バックアヅプテープは2部作
成し，1部を日本に送り，残り1部をジャカルタで保存
する．データを吸い上げられたハードディスクは観測点
に送り返され再度データ収録に使用される。またジャカ
ルタに置かれた計算機には，データのフォーマット変換
及び解析用ソフトがインストールされており，ジャカル
タにおいてもデータをモニターし各観測点の動作状況を
チェックすることが可能である．
4．顕SN恥丁観測点配置
JISNET観測点として平成9，10年度に23点設置し
た（図2，表1）．これらの観測点はインドネシア中部
から西部になるべく均等に分布するべく選んでおり，海
溝に沿う測線だけでなく，海溝と直交する測線や背弧側
の測線も取れることが特色である．本研究のような地球
内部構造研究では，震源過程の単純さ等を考慮し，深発
地震を震源として用いることが多い．インドネシア東部
に多い深発地震からマントルをなるべく深部まで伝わっ
て地表に到達する地震波を観測できるよう，観測網をイ
ソドネシア西端まで展開した．深さ600km程度の深発
地震を使ってマソトル遷移層の構造探査を行うには震源
から水平に射出された波線を使う必要がある．この波線
は震央距離約10。で地表に達するため，インドネシア東
部のバソダ海の深発地震から震央距離約10。にあたるス
ソバワ島，スラウェシ島を観測網の東端とした．このた
め観測網の差し渡しはおよそ30。となった．なおスマト
Code
BSI
PPI
KSI
工MB
KOTATPNTPI
LEMBRBSWHBWNKHKBKBPTKTARAPLKPKBI
BMIPCI
MNIKDI
TOLI
側
第1表JISNET観測点Table l JISNET Stations
1011． 1at．
95。296 5．496
100．397 －0．457
102．591 －3．652
103．642 －1．633
104．858 －4．864
104．53 0．918
107．653 －2．757
107．621 －6．817
110．204 －7．609
111，453 －7．474
112．658 －5、851
115．610 －8．363
116．914 －1．255
109。403 －0．146
117．57 3．33
113．568 －2．135
111．400 －2．423
118，693 －8．540
119，837 －0．905
124，839 1．444
122．619 －3．957
120．80 1．02
128、195 －3．687
Sta．Name
Ballda Aceh
Padang Pa両ang
Kepεlhyε1119
Jambi
Kotabumi
Tanjung Pinang
Tanjung Pandall
Lemba119
Boエobudur
Sawahan
Bawean
Kahang－Kahang
Bahkpapal
Pondallak
Tarakall
Palangkaraya
Pε皿gka1εmBull
Bhna
Palu
Mallado
Kendali
Toli－ToH
Ambon
Location hlstallatiQn
Sumatemlsl． OnthegroundSumatera Isl． Un（ierground
Sumatera IsL Underground
Sumatera IsL Underground
Sumatera Is1． On the ground
B虹1tεmIsL Ulldergroし1nd
BehtしmgIsL UI1（1ergrQun（i
Jawa Is1． hlsi（1e
Jawa IsL UIlderground
Jawa Is1． Undergroulld
BaweasII IsL UndergrQund
BahlsL Onthegroulld
Kalimantall IS1．UndergrOm（i
Ka㎞alltan Is1．UlldergrQu【1d
Ka加nε皿tall IsL Underground
Kahmalltan IS1．Underground
Kalimalltall Is1、Underground
Sumbawa Is1． Underground
Sulawesi IsL Underground
Sulawesi Isl． 111side
Sula』wesiIsL On血e gr（）un（i
Sulawesi Isl． Underground
Ambon Is1． On the ground
一192一
JISNET（大滝ほか）
嘆0σ 員oc 喋20。 壌305 鱗oo壌o。
0。
一壕Q。
郵熱 獣 〆 潔糠 孤濫 陞 糞
鞍’触護
擁㌧
擁》S灘戯〆
養s
m
⑪
5ρ諺魏c翫麗露5槻
・バ ’撫轟
鞭 畢 B熱器！．
海照s薦
L蒼
伽4如灘06綴麗
蕪饗’
噸墜 耀o、訴・ ．ノ
ξ’ 勘旗066醗 丁OL夏 、・ 緯
礁癒．、㌦
，織触A幽畷・、1ゴー 購響騨、．・．憲“
’』 1』v’舳雄¢』鴇 卿一 鰐麟
，礁論・ ，欝蹴
喋00。 穏o。 ≦200 綿oo
灘
整
壕40。
第2図 JISNET観測点分布（盈）および他観測網（FDSN，海半球ネットワーク（OH：P））の観測点（懸）．
JISNET観測点については観測点コードを示した．Fig．2 Locations ofJISNET Stations（且11ed triangle）and thepermanentseismologicalobservatories：FDSN（Federation
ofDigitalBroa（1－Band Seismograph：Networks）and OHP（Ocean Hemisphere networkProject）（五11ed circle）．The station
code is shown only for JISNET stations．
ラ島中部，スラウェシ島南部にJISNET観測点がない
のはFDSN（FederationofDigita1Broad－BandSeismo－
graph Networks）観測点が存在するためである．また
AAI観測点は現地の情勢悪化のため，2000年1月末に
機材を引き上げた．
観測点は全てイソドネシア気象庁観測点敷地内に設置
した．これは土地借用の問題が生じないこと及び保守・
管理の都合である．イソドネシア気象庁の観測点は気象
観測点，地震観測点などと観測対象ごとに分かれてい
る．地震観測点は市中心部から離れた場所にあり，岩盤
上を選んで設置されている場合も多い．一方，気象観測
点は空港側の平坦な堆積層上にあるため地震観測には条
件がよくない．イソドネシア気象庁観測点のうちで地震
観測点はスマトラ島ジャワ島に多く，一方カリマンタ
ソ島及びスラウェシ島の観測怠の多くは気象観測点であ
る．このためカリマソタソ島及びスラウェシ島では観測
条件が悪くなると考えられたが，前述の理由から他の設
置場所を探すことは行わなかった．
5．」聡NET観測点のノイズレベル
全23観測点の上下動成分のバックグラウソドノイズ
レベルを図3に示す．この図の作成は以下のような方
法で行った．まず，観測点ごとにノイズレペルが低くて
地震が記録されていない部分から1，000秒の波形記録
（一部の観測点ではこれより短い）を20個取り出す．
各波形記録について加速度のスペクトル密度を計算し，
20個の波形記録について平均をとる．20個の時間枠は
お互い重複がないように選んだ．スペクトル密度を計算
する際に地震計のレスポγスの補正も行っている．図の
中でハッチをかけた部分はnewlow－noisemode1および
newhigh－noisemode1（Peterson，1993）に挿まれる領域
である．new low－noise mode1とnew high－noise mode1
はIRIS（lncorporatedResearchInstitutionsforSeismo1－
ogy），DWSSN等のGlobal Seismic Network lこ属する
75広帯域観測点のノイズレベルを重ね合わせたもので，
それぞれ下限と上限を示している．
ノイズレベルは全般的にnew low－noise mode1とnew
high－no玉se mode1の中間的な値を持つ．短周期側（周期
数秒以下）では大きくなっており，new high－noise
mode1より高いノイズレベルを示している点もある．し
かしながら長周期側（周期数十秒以上）ではノイズは低
い値を示し安定していることがわかる．地域的にみると
カリマソタソ島（B：KB，TARA）及びスラウェシ島
（PCI，TOH，MNI）でノイズレベルの高い観測点が多
い．これは設置点の地盤が悪いためと思われる．ジャワ
海の小島（BWN）も同様にノイズレベルが高い．また
LEM，MNIでは設置方法（3）を採用したため気温変動の
影響を受けやすいことがこれらの点のノイズレベルが高
い原因の一つではないかと推測される．なおKSIの長
周期のノイズレベルが低くなっているのは地震記象から
判断して地震計の故障によるものと考えられる．
一193一
地質調査所月報（2000年第51巻第5号）
o oの
①σ》
σ》
No工器α】）b） 「コ暫＿．9皇謹
o
o
編羅麟鋒
彰鱒
灘羅 隷聡鴬 難
驚辮
’鷲欝ξ≧署、
緊緊勲、｛
隻灘灘難羅鰹濃
“
離瓢P灘葵灘簸糞蒸灘
ヒ艀「錦
講鵬鍵き鰯灘ぎ
OD OOD o 〔N 寸 ㊤ OD
ap（（ZHんs1乙u）60［0レ）ヨSd
尋
の ド
｝ q O 鯉 議 σ》 ①
N （コ： N（
ロ） ＝Φもむ ロロεFピ マ のヤーΦ でrr
誰麟o
o
簑
o
複趨 譲翼驚｝
・灘戴
強繋 藝 葦灘
舞朧醒澱＝一・だ
懇縫
「麟
難蕪爆
纐糠、
釜灘
1、灘灘 鐵
懸灘 射評自～‘r
懸編，
鮮
r欝鞭を 婆灘 謹、
蕊 鍵 蕪，
繍鋸鑑，
簸醗
勲一瓢＝．難鱗鞭 熱
藩創
縷懲
藁灘騰購轍叢蹴 懸L
糊再、郵購織
謎隷
灘懸灘
難，黙i無響
oo ooo o （M 寸 O qD
8P（（ZH1レs13田）6010L）ヨSd
串
ヨ oつ b
qD ① oバ パエ N3） コ＝Φ
る建ooεb｝Φ ）「口？・コ Σ・9蓬国8」 ＿』
b
o
も
o
魯驚
葺蔑 灘穫 融匡馨：
搬糞懸
灘麟鐵識
爆寒1 ご切驚
難欝 淺
ド吻嫉用へ海』
弥㌣鰹織
．難難
欝鐵懸～灘
薦・
灘強ξ、鵜黙，
麟 触
騨尾
酵
F～
簿恥’店
へ鱗，．
灘 灘簿欝、灘
難餐
難 漢灘
騰 灘
「懸購』雌罵襲、
灘嚢撚葦叢r、
嚢欝
．麟轟服甑瞭
雛欝轍
偲
OD O 《M 寸OD o 《M 寸 ⑩ OD日P（（Z貼sノ乙u）6010L）ヨSd
o
N工
r7＞噛
ooマー⊆＝Φコ
σΦ
串孚
寸 0
0Dσ》
①
Noコ＝Φ の口自）r
oソ ででロ自・9
Σ£う
摯
oOD
鍵馨
灘藩
＝牽1 ，
麟罐馨懸
欝爵
評熱
欝
F、
難鞭
馨…
N
馨§辮 鎌
o
OD o （M 寸 ㊤ OD O一 マー ｝ 下 ・『 甲日P（（ZH1，s1己u』）60［0卜）ヨSd
卑 oる 器r お o o
パ パ：【 N3） 工：Φ
も蒼mεbでの マでワ言 と・9Φ 工Φと とユ
o
b
o
oqD
’曜
越懸i灘灘識縣 、蟹爵
灘熱
毒
、誉麟噸馨，．、
諜難
灘瀞 騨 験
ミ 幣霊磁鑓
ダ
｝
噸鞠聴
毒欝ヒ
1灘 饗
綴撫欝
撫q
蕪懸馨鑛灘
隷戴
雛灘難翻
議響
o
qD o ｛N 寸 0 0D
日P（（ZH1ヤ％u）6010PヨSd
尽
O の o
麹 8 孚
ハ
エ N8v コ＝ωるむ o盛一b¶一密 一’8u
…｝ あ’奉
£ xq・肱
o
o
も
o
｝
欝
暴難肇
鞭塾懸
灘醗／鰹難
賢
騰 畷麩 灘繕
灘蟹講．激，
欝評∫．一磁・
F繋欝
マξ
蹴麟㌔軸
灘 康 尊
霧 緊、寂
叢緩偶
，妻
灘．繍欝灘
難議疑嚢il灘
辮騨癖燃難
oり
OD O （M叩 o （M 寸 ｛D OD
日P（（ZH1｝s1乙u書）6010L）ヨSd8
o
Nエ
マζ孚9
塁『血
o
o
ooOD
o①
No＝＝Φ の国）F oマてコァm・9とΦのΩ一
o
o
職嚢難
磯 ～麗嗜 璽
購縣欝欝灘
委，“艦拠
飯馬轡羅
懸齢、’
灘譲
繕麟
垂
騰灘
・難誘鍵
灘．穿
・贈難
』路・
叢蟹鰍鰹慰 1婁転
F
講・灘．趣譲蕪趨，
職驚 駕
難灘 囎灘鱗轄 q
薦1緯融 畿
鶯磁簿課欝 繋
懸講鎌撚蕪聾・
熱、夢騰譲鱗
繋蒙菖 o
OD oOD o cu 寸 0 0D日P（（ZH！レsノ己鳴）6010し）ヨSd
oミ 卑迎CDσ》
o
パ パ：【 N3） 工Φる碧 。oεb
▼一Φ ）「σ？・書 ロロ・9① α＝Φ亡 mユ
o
boT一“
摯
o
鱗脳幽㌃誰 灘
、麟
輝
灘繋鷲
甑蓬鱒奪灘
纂藩欝
灘モ 澄」饗趨繋…
羅 ，響
織、1、
聡伽
霧鞭鍵驚嚢難灘
漁懸乳
騨鰭灘難熱 ， F
鞠i曇
無蝋、
畢
誤灘．、灘
鰭き轟鐘
碁繋縷
灘叢慧難働
藏鎚讐
“
螺麟蒙
ぎ郎轍一 慧耀難織懸
募徽騰～電 響4棄灘鱗灘轄聖薮叢蕪灘
叩
oo o q 寸 ooo o q 寸 0 0D
8P（（z貼s13ゆ6010PヨSd
O o o
の ① o oN N＾エ ェ8） ロロ臼のF
▽＞、 ））o曙z馨▼3 タ8止 m
o
叩
のo「一甲
o
も
難購 叢i．、
灘驚難
き難
灘灘馨蜜
鑑薫 器
、灘
螺…購
繋 話灘
嚥鋼籔潔
鮮熱無 F
灘麟 揖秘
糞
≦ 戴
難難獣鳶譲
叢撚叢撫灘
熱響
尉
’甲f藝 ；
雛類・
灘灘灘熱灘
灘i舞
灘至羅
o
op o qOP o q 寸 ⑩ ①
9P（（ZH1，s1己ゆ6010PヨSd
oq
o
N工
▽＞り
oo竃｝’Φコ
びΦ
L
o
o
boミ
8孚
差§ロローbりでア の～0器＜【L
o
ooo
｝
饗馨マ
灘 懲鞍，贈嚥
灘難
懸議餐
熱
オ鰭
麟，
』黛
欝薫鰹 諏襲耀
欝～
、．灘
認
｝
｛八譲蓬w那
窄耀拠 1匹・
鍵
蓑鰹騒
｝難雛‘P
灘蹴
蕪藪難 鴛難
甑犠鐵欝 ㎝
翅
繍麟
繍1
灘灘議総鱗
難繋
欝o
oo o くM 寸o くM 寸 く9 q5
9P（（ZH1”91己u）6010L）ヨSd
9 0つ o 鳶 w OD o o
N Aユ： No一 コ＝雷るむ ロローる｝岳 ご’8w…｝ ：Σ’器
＄ m色L
b
ooq
章
oQ5
P馨蕉織
瀬翼
灘懲嫡
寧癬 桑
嘆輔．
藁雛
鎌購1輪・愚
ξ、
罐 踏
講蝋
灘譲
鞭 鮒
灘難 讐
甑一
灘
｝
犀ま駄
噸罐激
∫
蕎
欝塞
簿
灘
影
撫蕪 嚢鱗
饗麟…騰
凄
嶽㎝
叢
麟 麟
麟蕪懸
難驚鍵
鷺灘総
灘襲灘欝ぜ
eり
Q5 0 《M 寸 く9o 《M 寸 く9 Qa日P（（ZH1レs’乙田）6010レ）ヨ6d
8
O と》¶一 の
0 0D ① oリ ハパ
．…望弱02 ロ自一b｝① 一’8｝コ ハ コロ
σ σ）お2 αコ江L
o
6
o
o
ず
難灘
態簸『 翫鷺毛、鷺驚纏麟七～、3
ゴ乳畿建
麟講
瀧纈黍
蝋繋
難難灘潤 自1題鱗疑騨，
‘舞駄
’灘講黙
郷鞠辱
玄 員欝
蘇
許贈試鷲
繋叢購麟、、
、、 ト、獣 夢
黎謙 蘇
qo
び
究・・5帆漁
嚇欝邊灘羅暴鐸
淵衰擬驕讃
ず『『｝樵
鞍戴鱗糠
離際鹸、
唱軽P
oσ o q 寸oσ
o q 寸 ㊤ oo
8P（（ZHんs彪u】》6010し）ヨSd8
o
N工
r ＞B
bO⊆▼一⑪コ
ひ曾
孚
一194一
のη。1
N＝、・12も
E 495こ一16
出色一18
103
『2010・e
MNl（BHZ）
Period（sec）
102 101 1
199819113
10曹一
ザ燕薫
鰹詠譲購鍵
2 、
旧一”り歌
妻熱、灘 豪灘燃脳、雛難轟燈∫一ゆ撫
84 燃8
⇒
擁一 繕騰灘一 P 緬
P鋤 蹴轍雛
磁・鐵噛
6 黛
享
避差
o
v睾 禦隔舗憾〔
網 2 110’2 10甲1 1
Frequency（Hz）
10て
一8
m－。10
れ
工奇・12超
∈
ロの
5こ一16
嵩Ω．・18
・20
103
PCi（BHZ） 199816！11
Period（sec）
102 101 1 10－1
紗麟
塾 勲騰麟馨 ＝
離贈騨 躾
ノ
馳P『 ㎡ 黙
， 羅騨灘麟
3 2 11（γ3 10曹2 1σ1 1 Frequency（Hz》
101
一8
0じ・10
バ＝計一12辺
E000▼一一16
山の巳・18
一20
103
SWH（BHZ） 1998110！13
PerI◎d（sec｝
102 101 1 1α1
轟講舜糞
礁礁響 税灘
霧灘話鞭略……・
鷺難撫
．繕難驚 叢融猟鞠
搬叩｝｝㌔一轍
峯P 塾奪 ・マ盈」
騨雛鍵鰻議 瞭 マ 1鶴一欝職鵬礎欝一 鰯騨 噂灘
轍 鱒撫卿乳
溝脳』・隔自瀕寵翻「．郷驚～塾
較媒鍵難ζ 羅欝譲
1『自撫縮鱒蓼 繋鐵一
鱗豫羅灘嶽嬢
も 2 110・3
1α2 10’1 1 FrequencylHz）
・8
mじ一10
畢．12
ぷε．14
95こ一16
出a．r18
て03
1。1 『2010－3
τARA（BHZ）
Period（sec》
102 101 1
1998！11！14
｛O’1
8
邸一、薦
0
知為
鑛簸縣養灘鑑
麟戯’ζ 撚現勘、ゑ照鋤蕪繍
鴛纒叢．
掩鴛諾
再・演献｝ 磁 齢
■域7悼畷鷹γ
欝璽叢繍舞 糠
乾繍1麗
一総－彫簿“痘
雛灘購欝蕪 螺崩翼齢騰灘轍
3 2 110’2 10餉1 1
Frequency（Hz）
101
這ぬ
『
一8
mu－10
主計。12望
ε）一1 4000F－16田の
巳イ8
103
’2010も
PKBl（BHZ）
Pe面od（sec）
102 101 1
199911129
10一可
8 0
嬬灘
謡 丁鍵撫 、欝窮磯曝
， 魏魑雛嬢
籔縁撫 顔繊二寵 凝姦灘 謬鑛
醸蔚灘鰐彰・． 鋳織霧鍍黙癒鐵灘
藁難灘、 攣 鱗懸縷灘糞
撚響琴露麟麟
璽 灘撚
難鯵騨
㈹ 210’2 1α1 1 Frequency（Hz》
101
一800
u－10
き一12
ぷ垂）・1 4000w－16山のα 18
一20
103
PLK（BHZ） 1998111／20
Pe貞od（sec）
102 101 1 10’1
．嬬鷺
舞
『ぞ罪韓’㌶弥
轟鑛灘
7鰐、、簿
陀ゑ喋藷
£ 2 110’3 10－2 10－1 1
Frequency（Hz》
101
98【n
甲σ一10
＝計・12の鳶Ei
000▼一腸16
旧の匡・18
・20
103
、4離
鰍
湘鞭臼臨 藏灘“謝．，蔑 ㌶
鑛1鮎一
勘彬 晃 嚇驚撫勘．・．
騨灘鵜雛
灘i繍 ．驚鉾 鱗箋 向澱
鷺鵜簾。ギ簸3
き灘響 磯譲磁霧鰯
』匁繊鑓辮搬．纏顎欝劉
110冒3
TIOLi（BHZ） 199911112
Pedod（sec）
｛02 10－ 1 ｛O’1 。8
m ’ロー10
バ き一12 ぷ ε ）・14 0 0 0 γ一16
田 ω 【L－18
10－2 IO’1 1
Frequency（Hz）
101一20
窪．03
TPi（BHZ）
Period（sec）
102 101 1
1998110114
10’1
少．ゆ嘆
繋態
漿穿
麟撫㌻黛一．
灘黙鎚無鑛難纐鑑．欝餓 潔黛 卜
蹴 郭
騰黙 霧蒙繊’
艀 F碑 所ヤ β
罪 饗擁欝灘欝…
知F語四帖融 駅冷改 蔓評「
襲灘嚢蹴蝿』一綴難羅…韓購懸斡悲麟轟 恢瓢・ツ ア
蒐獲灘罐懇鞭肋ρ
陶伊押 ．棚難ダ
2 11α3 1092 1α1 1 Frequency（Hz｝
101
り拐乞国→
汁諫顛
誉
）
口て｝一
N工
辺
ε
95こン16
出a．齢
一2
103
PPl（BHZ）
Period（sec）
102 101 1
199816115
10曹1・8
嚢，．藤銚
譲襲
講
無，札，麟1 灘灘 難難灘i O
O 2 4 6 8
難簿鐵萎灘難騨懸濠
1難
舞攣妻難撃
舞、，義毒
竃脚
．誰瀞一r・ 三’黛
一F曽洋，
3 一10曹3 10’2 10冒1 1
Frequency（Hz）
10一
一8
mで一10
主挙・12ぷε．14
～
5二・16
出【L・18
一20
103
PTK（BHZ） 1998111Z22
Period（sec）
102 101 1 10－1お 0 2 4
、．汗、綴麟
離灘貯・
蟻籔撫難 、麟蕪號縮
難難鰹騰1灘講獺 磯穰蕎熱離難
欝嚢灘灘酬 鱗．．瓢灘i嬢i
鷹雛麗瀦導蕪餐1蓼
3 110’ 3 10’2 10曹1 1
Frequency（Hz〉
101
一8
口
u・10パ＝奇一12趣
∈
000｝一16
田の匡・18
・20
103
TPN（BHZ） 1998！1215
Pe直od（sec）
jo2 ｛01 1 10’18
観 轟灘簸
講．
牌騰騨κ
0 ウ臼 4
灘襲熱 欝、
麟灘灘勲躰．． 灘畿魏，
灘i鍵難
籍蜂 籔鎌 醗 懲 r
難讐 羅勢矯ξ，
3 2 110’3 10－2 てσ1 1
Frequency（Hz）
｛01
第3図 各観測点ごとの上下動成分のノイズレベルのスペクトル密度［（m2／sec4）／Hz］（PSE）．図の上には観測点コー
ド，スペクトル密度を計算する際に用いた記録の日付を示してある．
Fig．3 Power spectral density［（m2／sec4）／Hz］（PSE）of noise part of UD（Up－Down）component of JISNET stations・
Station co（1e and date used for this calculation are also shown．
地質調査所月報（2000年第51巻第5号）
6。 C亙亙eekerbo窺rd』Reso且恩且tio亙a
P浪走時をデータとして用いたトモグラフィー解析は
このJISNETのデータを用いた重要な研究の一つとし
て期待される．そのためJISNET観測点配置に対して，
当該地域下の地球内部構造のP波走時トモグラフィー
の解像度を評価するためにCheckerboard R．esolution解
析を行った．この解析では，対象領域を仮想的にいくつ
かのブロックに分割し，それらのブロックがChecker－
board状に交互に変化する速度異常を持つものと仮定す
る．この仮定した速度構造において震源から観測点まで
の地震波の走時を計算する．ここで計算された走時をデ
ータとしてトモグラフィーの手法を適用することによ
り，仮定した速度構造がどの程度再現できるかを検討す
る．そして，その結果から，実際のデータを用いて同様
の解析を行った時に期待される解像度を評価しようとい
うものである．
解析では，1992年から1994年の3年間にISC（ln－
temational Seismological Centre）に報告されたmb＞
5．5の地震の震源を用い，震央距離OQ－gooの範囲にある
観測点までの直達P波および410，660km不連続面か
らの後続波の走時を計算して人工データとした．ブロッ
クの大きさは10×10×50kmとし，±5％の速度異常を
3ブロヅク毎に符号を変えて与えた．標準1次元速度構
造としてiasp91（KennetandEngdah1，1991）を用いた．
解析範囲は150S－100N，95。E－1450E，深さ0－1200km
である．観測点としてJISNET23点およびインドネシ
ア内および周辺の5定常観測点（表2，図2）を与えた．
Checkerboard Resolution解析の結果を図4に示す．
上部マソトル中の解像度の低いFukao6渉磁（1992）とは
逆に浅い部分の解像度が高く，深くなるにしたがい解像
度が低くなる傾向にある．これは観測地域の上に高密度
観測網を敷いたことによる効果である．例えば深さ50－
100kmの結果ではジャワ海およびフロレス海とその周
辺の領域で，あらかじめ与えた正負の速度異常がかなり
よく再現されており，解像度の高い結果が期待される。
この領域は，沈み込む海洋スラブとその上側のマソトル
ウェッジに対応し，Fukao6云磁（1992）では一面に顕著
な低速度異常が現れている．そこで，本研究においては
この地域の速度異常の分布や地域的な広がりを検証でき
ると考えられる．Fukaoθ≠砿（1992）では，カリマソタ
ン及びその周辺の深度約700－1400kmにコールドプル
ームが存在しているように見える．深さ700－750kmの
Checkerboard Resolution解析の結果では仮定した速度
構造が比較的よく再現されており，マソトル境界面直下
のコールドプルームの形状がかなり精度よく推定できる
ものと考えられる．一方，深さ1150－1200kmのCheckerboard Resolution解析の結果では仮定した速度
第2表チェッカーボード解像度解析に用いたFDSN観測点Table2 FDSN station used in checkerboard resolu－
tion
Code lon． lat，
COCO －12．19 96．84
UGM －7．91 110．52
KPNG －5．02 119．75
PSI 2．70 98．92
DAV 7．09 125．57
Location
WestIslalld，Cocos（KeeHng）Islands
Wanagama，Indollesia
KapP批ng，Su1乱wesi，In（ionesia
P訂pat，lndonesia
Davao，Philippines
異常がほとんど再現されず，実際の解析においても十分
な解像度が期待できない．Fukao6地ゐ（1992）によれば
コールドプルームの底はこのあたりの深さにあるものと
考えられるが，本観測からコ｝ルドプルーム底部の深さ
やその広がり等を議論するためには，直達P波だけで
なく，地表やコアーマソトル境界で反射したPP波，
PcP波などもデータとして用いる必要があるというこ
とがわかる．
7。観測波形例
1998年3月25日に南極近く（62．88S，149．53E）で
大きな地震（M8．3，深さ10km）（PDE）が起こった．
この地震の震源およびJISNET観測点分布を図5に示
す．JISNET観測点は震央距離600－800に位置し，波線
はオーストラリア大陸西部またはインド洋東端部を通
る。この地震の100秒のロウパスフィルターをかけた
観測波形上下動成分（実線）及びDirect Solution
Method（Takeuchi6渉砿，1996）を用いて計算した球対
称地球モデル（iasp911Kennet and Engdah1，1991）で
の理論波形を図6に示す．横軸は地震の起こった時刻
を0としている．1000秒あたりに見えるものがS波で
あり，1600－2600秒の振幅の大きい波がレイリー波で
ある．P波は600－700秒あたりに来ているが，この図
ではよく見えない．観測波形は総じて理論波形より早く
到達しており，この地域の上部マソトルが平均して標準
的地球モデルより1－2％程度速いことを示唆している．
またBSIでの観測波形の振幅が理論波形の半分以下で
ある．このことはこの観測点への波線の通るイソド洋東
端部がその他の波線が通る地域に比べ，不均質または減
衰の強いことを示唆している．
JIS：NETにてR1－R7等の長周期表面波波形（図7）
やコア・フェイズ等の短周期波形（図8）も明瞭に記録
されることが確認されており，今後の解析が期待でき
る．またJISNET観測点は海溝沿いにも多数分布して
いるためローカルな地震も多数記録されており，モホ面
の深さ分布等，インドネシアの地殻構造の研究の進展も
期待できよう．
一196一
一5
JISNET（大滝ほか）
Checkerboard Resolution
With A”Triplication Branches
Depth＝200－250km10
0
－10
100 110
第4図 Fig．4
120 130 140 100 110 120 130
深さ01200kmまでの50kmごとのチェ・ソカーボード解像度解析の結果Checkerboard Resolution maps at32diffαent depths from O to1200km．
140
197
地質調査所月報（2…年第51巻第5号）
10
一10
10
100 110 120Depth＝450－500km
Checkerboard Resolutlon
．5．4．3－2－1012345（％）
Wth AllTripUcation Branches
Depth＝600－650km
10
130 140
一一10，
101
，r－10
Depth3550－600km オー購
鞭 騨綴lll§譲一翻
1雇 、、漣幽
o鱗』・・ づ・雛 轟「疋、”、、騰一、1
“巴
、 蕪凝
、’購 鰯
鞭
Depth＝700－750k雲10
1・101
㌧聾
灘
10
O
Depth＝7501．．8QQkm
藩避 晶、・1
、一覇
鰯
騨轟鴇 、 叢一削 、嚥…・鍵鱒
く 謡繭 ， 購 照 ・
均、灘 i
醐、勃 』もト
・ 璽鍵 監難，
ロ
欝 ■1
第4図 （続き）
Fig．4 （continued）
一一198一
JISNET（大滝ほか）
O
一10b
Checkerboard Resolution
With AllTripllcation Branches
O、 ・・箕驚、臨噛裟．
1－1・1、、，
鐵。』、
o蹴
Depth＝翼00’950km 、鞭…
1腰灘毅騒’灘…1、藍誕齪1蟹「
’10 5 灘 ，漿1
oi
饗、
灘
10
O
一10灘
100 110 120 130 140
O製
認纐，・
莫瓢
100 110 120 130 140
第4図 し糸売き）
Fig．4 （continued）
一199一
地質調査所月報（2000年第51巻第5号）
灘嚢
‘鯵、，ド』BSI
衝
輔』’ ．脳◎ 冒㌣～1．
黛
「・竃
F
1’、 鳶、
6
尋
3。
層
灘灘撫㎝
第5図1998年3月25日のBallenylslandsregionの地震の震源（☆）と第6図に示されたJISNET観測点（盈）。波線をあわせて示す．
Fig。5 Location of an earth（luake in the Balleny’Is－
1ands region on March25，1998 （f皿ed star）and皿S－
NETstationsusedinFigure6（且11edtriangle）．Wavepaths（great circle paths）are drawn to illustrate the
wave path coverage．
9 り「■ 一
ロ、
一 噛
BSI79．509 304．77
KOTA66．446 310．46
TPI67。461 313．79
BRB62，073 314．68
SWH61．798 316，06
KHK59，687 320．24
PCI65．669 327，07
KDI62．055 329．26
MNI66．796 332．98
KDI61．133 335．51
600（sec）800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000
第6図 第5図の地震の100秒のロウパスフィルターをかけた観測波形上下動成分（実線）及び理論波形（破線）．図右
側に観測点コード，震央距離，バックアジムスを示した．横軸は地震の起こった時刻を0としている．
Fig．6 Comparison ofobserved（solid line）and synthetic（dashed line）vertical componentwaveforms ofthe earthquake
onMarch25，1998．Observedwavefomsare且1teredtopasswavelengthlongerthan100second．Thestationcode，epicen－tral distance an（1back azimuth in degrees are given on the right side of each trace．Time is seconds after origin time．
一200一
JISNET（大滝ほか）
KOTA R
G1G2 G3
KOTA T
R1
R2 R3R4 R5 R6
KOTAUDR7
Osec 5000 10000 15000 20000 25000 30000 35000 40000
第7図JISNETで観測された表面波の例．1997年12月5日に起こったカムチャツカの地震の：KOTA観測点でのRadia1（R），Transverse（T），Vertica1（UD）成分の記録。G1－G3，R1－R7が見て取れる．震源は54．84。：N，162．04。E，深
さ33km，7．8Mw（PDE）で，震央距離は75．90である．横軸は地震の起こった時刻を0としている．Fig．7 An example ofsurface waves recorded at aJIS：NET station．The onsets of G1－G3，and R1－R7from an large ear－
thquake on December5，1997at Kamchatka are clearlyseen on radia1（R），transverse（T）and vertica1（UD）component
seismograph recorded at KOTA with epicentral distance of75．9。．The hypocenter and magnitude of this earthquake
reported in PDE is54．840N，162。04。E，33km depth and7．8Mw（PD：E）．The records arefiltered to passwavelength be－
tween100and300second．Time is seconds after origin time．
8．今後の解析と期待される成果
本計画で得られた地震波形データに対し，以下に述べ
る対象について解析を行うことを予定している．
（1）3次元P波，S波速度構造：近地，遠地地震から
の直達P波，S波や後続波の走時を読み取り，その走
時データを基に走時トモグラフィー解析を行い，上部，
下部マソトルのP波，S波の速度構造推定を行う。
（2）マソトル遷移層および下部マソトルでのスラブの
形態：長周期のP，S波波形を用いた複数測線での1次
元速度構造の推定を行う．イソドネシア諸島では40。近
くの地震一観測点間距離が実現でき，インドネシア下の
深さ1000km程度までのP波，S波速度構造を解析す
ることができる．また海溝直交方向にも島々が点在し
15。近くまでの観測が可能であるため，海溝に平行な断
面だけではなく垂直な断面の速度構造解析も可能であ
る．
トモグラフイー解析には初期モデル依存性があるため
（vanderH：ilstandSpakman，1989），この1次元速度構
造決定は（1）で述べたトモグラフィーのための初期P波S
波速度構造としての意味も持つ．
（3）遷移層でのスラブの構造：観測地域内の近地深発
地震の波形解析を行い，深発地震近傍での速度構造を明
らかにする．
（4）マントル不連続面の深さ：遠地地震波の不連続面
でのS－to－P，P一｛o－S変換波の解析を行い，不連続面の
深さを推定する（e．g．Paulssen，1988，Niu and
Kawakatsu，1997）．
これまでに報告されたトモグラフィーの結果では，イ
ンドネシアの下に上部マントル中の高速度領域とは一見
連続しない下部マントル中の高速度領域が存在するとい
う結果（Fukaoασ1．，19921Vasco6如乙，19941Su6勧乙，
1994）と，あるいは上部マソトルから連続して下部マ
ソトルに高速度領域が存在するという相反する結果
（Widiyantoro and van der H：ilst，1996）が得られてい
る．本観測を通じて，この高速度域の実態に関しより高
い解像度と信頼性のあるP波及びS波速度構造を提供
できる．またイ『ンドネシア下には深さ800－1000kmに
不連続面があるとされている（：Niu and Kawakatsu，
1997）．この研究では深発地震面の下しか求められてい
一201一
地質調査所月報（2000年第51巻第5号）
SKKSac KOTAR
SKKSdf
SS
KOTAT
PKPdf ＼
PKPab
pPKPdf PP＼
＼
pPKPab
KOTAUD
800sec 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000
第8図 JISNETで観測されたコア・フェイズの例．1997年11月28日に起こった南米の深発地震のKOTA観測点でのRadia1，Transverse，Vertica1成分の記録．PKP，pPKPやSKKISが見て取れる．震源は13．740S，68．79。W，深さ586
km，6．7Mwで，震央距離は160．50である．横軸は地震の起こった時刻を0としている．Fig．8 An example of core phases recorde（1at a JISNET station．The onsets of core phases from an deep earthquake in
SouthAmerica onNovember28，1997．Branches ofPKP，pPKPand SKKS are clearlyseen onradia1，transverseandverti－cal component seismograph recor（1e（1at：KOTAwith epicentral distance of160．50．The hy・pocenter and magnitude ofthis
earthquakereported inPDEis13，74。S，68．79。W，586km depth，and6．7Mw（PDE）．Timeisseconds afterorigintime・
ないが，本観測のデータからこの不連続面の空間的広が
りを議論できる可能性もある．
イソドネシアは地震学的な観測や研究があまり行われ
ていない地域である．本観測によって，海洋スラブの下
部マントルヘの沈み込み様式以外にも，インドネシアの
地殻・マントルの地震波速度構造の解明が進むことが期
待できるであろう．
謝辞 イソドネシア気象庁のスタヅフを始め，多くの方
々に観測点設営，保守に御尽力いただきました．気象研
究所での観測に際し，地中温度計の使用について地殻熱
部の松島喜雄氏の御協力をいただきました。査読者の地
殻熱部の杉原光彦氏からは有益なコメントをいただきま
した。ここに記して深く感謝いたします．
文 献
Creager，K．C，and，Jordan，T．H．（1984）Slab
penetration into the lower mantle，∫G6ρρ勿8
1～8s．，89，3031－3049．
Flowler，J．（1991）PASSCAL，択∬ノ1％％％lRのoガ，
7－10．
Fukao，Y．，ObayashiラM．，Inoue，H．andNenbai，M．
（1992）Subducting slabs stagnant in the man－
tle transition zone，∫ G6ρρ勿ε1～6s．，97，4809－
4822．
Ishida，M．，Maruyama，S．，D．Suetsugu，Matsuza－
ka，S．and Eguchi，T．（1999）Superplume
Project：Towardsanewviewofwhole Earthdy－
namics，E観h，PZ伽伽α％4助α08，51，i－v．
Jordan，T．H：．（1977）：Lithosphericslabpenetration
into the lower mantle beneath the Sea of Ok－
hotsk，∫ G6ρρ勿s．，43，473－496．
：Kennet，B．L．N．and Engdε由1，E．R．（1991）Trave1－
times for global earthquake location and phase
identi五cation，σ吻勿＄∫動銑，105，429－465．
丸山茂徳・深尾良夫・大林政行（1993）プリュー
ムテクトニクス，科学，63，373－386．
Niu，F．and Kawakatsu，H．（1997）Depth variation
of the midlnantle seismic discontimity，σ6一
一202一
JISNET（大滝ほか）
ρρhッs．五～6s．Lα抗，24，429－432．
Nolet，G．，Dost，B．and Paulssen，H。（1986）Inter－
me（liate wavelength seismology and the NARS
experiment，且銘％碗s G助）勿s加6，4，B，3，305－
314．
Okino，K．，Ando，M．，Kaneshima，S．and Hirahara，
：K．（1989）The horizontally lying slab，06の勿s。
∬～6s．．乙6渉よ，16，1059－1062．
Owens，T．」．，Randall，G．E．，Wu，F。T．and Zeng，
R．（1993）PASSCAL instrument performance
during the Tibetan Plateau passive seismic ex－
periment，B％1よS6乞s吻αSoαz4挽．，83，1959－
1970．Paulssen，R．（1988）Evi（ience for a sharp670－km
discontinuity as inferre（i from P－to－S converted
waves，∫G6ψ勿s．1～6s．，93，10489－10500。
Peterson J．（1993）Observations and modeling of
seismic background noise，US．G60Jo9伽l S静
”¢ソα）6％一Fπ61～砂07！，93－322．
Sakurai，T．（1996）Whole mantle P wave
tomography and d．iffbrential PP－P time meas－
urement，P肱肱．丁肋sゑs，University of Tokyo。
Su，W．，Woodward，R．L．and Dziewonski，A．M．
（1994）Degree12modelofshearvelocityheter－
ogeneity in the mantle，∫G助）勿＄R6s。，99，
6945－6980．
Suetsugu，D．（1989）Lower mantle high－velocity
zone beneath the Kurils as inferred from P－
wave travel time and amplitu（1e data，∫P勿＄
Eαπh，37，265－295．
Takeuchi，N．，Geller，R．」．and Cummins，P．R
（1996）HighlyaccurateP－SVcompletesynthet－
ic seismograms usingmodi丘ed DSM operators，
G6ρρ勿ソs．1～6s．．乙6渉宏，23，10，1175－1178．
van der H：ilst，R．D．and Spakman，W．（1989）Im－
portance of the reference model in linearized
tomography and images of subduction below
the Caribbean plate，Gθρρh夕ε．五～6＄ L（3ずム，16，
1093－1096．
vanderHilst，R．D．，Engdahl，R．，Spakman，W．and
Nolet，G．（1991）Tomographic imaging of sub－
ducted lithosphere below northwest Pacific is－
1and arc，．〈花z渉％名召，353，37－43．
van der Hilst，R．，Kennett，B．，Christie，D．and
Grant，J．（1994）Project SkipPy explores the
lithosphere and mantle beneath Australia，
EOS，75，177，180－181．
Vasco，D．W．，Johnson，L．R．，Pulliam，R．」．and
Earle， P． S． （1994） Robust inversion of
IASP91travel time residuals for mantle P and
S velocity structure，earthquake mislocations，
andStatiOnCOrreCtiOnS，∫G吻勿81～6S．，99，
13727－13755．
Widiyantoro，S．andvanderHilst，R．（1996）Struc－
ture and Evolution of Lithospheric Slab
Beneath the Sunda Arc，In（ionesia，So勿％08，
271，1566－1570．
Wielandt，E．and Streckeisen，G。（1982）The leaf－
spring seismometerl design and performance，
β％1乙S6Zs吻o．Soα∠4甥．，6，Part A，2349－2367．
山田功・深尾良夫・石原靖・青木治三（1989）
STS地震計による広帯域・広ダイナミックレ ンジ地震観測，地震，第2輯，42，1，21－31．
吉田康宏・神定健二・原田智史・谷岡勇市郎・藤原
健治・大滝壽樹・佐竹健治・田中明子・金嶋
聰・末次大輔・原 辰彦・神谷眞一郎・石原
靖・竹中博士・斉田智治・藤井雄士郎（2000）
気象研構内における広帯域地震計の埋設比較観
測，地震，投稿中．
（受付：2000年1月18日1受理：2000年4月20日）
一203一