1-5 ひずみ集中帯発生にかかわる地殻構造の研究

1-5 ひずみ集中帯発生にかかわる地殻構造の研究
茂木透 （北海道大学）

1. 研究の目的
北海道中軸帯では、島弧衝突の影響により生じた活断層が分布しており、そこでのひずみ集中が測地学的に観測されています。その発生機構を解明するために、
本研究は、稠密な自然地震観測やそれを基にした P 波トモグラフィーやマグネトテルリク(MT)探査を実施して、それにより詳細な震源分布や速度構造、比抵抗構造等を調べ、それらと地震活動や地殻不均質構造との関係や地震発生に大きくかかわっていると考えられる地殻流体分布等を推定し、ひずみ集中発生機構に関する新たな知見を得ることを目的として実施しました。

れる各観測点での走時残差を観測点補正値として各観測点の走時に与えて震源の再計算を行うことにより初期震源を決定しました。表層の堆積層に相当する遅い速度をもつ層を与えることで、すべての地震において地中に収束した震源を得ることができました。石狩低地帯周辺の浅発地震の活動を見るために、図 1 には、震源決定がされた震源のうち、深さ 40km 以浅の地震のみを示しました。地震活動は、従前と同じく石狩低地東縁断層南部の断層線よりも東側で活発です。図 1 の東西方向断面における深度分布を図 2 に示しますが、この場所での震源の深さは 10km よりも深く 30km を超える場所でも地震の発生が見られることが特徴的です。

2. 地震の分布
平成 20 年度に石狩低地帯南部に新たに 10 か所に高感度短周期微小地震計および広帯域強震計を併設した自然地震観測点を設置し，地震観測を継続してきました。これらのデータはサンプリング周波数 100Hz、AD 分解能 24bit でデジタルサンプリングされた後、NTT 東日本フレッツ網を用いた IP 回線網を経由して北海道大学へリアルタイムで連続的に伝送されハードディスクへ格納されています。
本研究で新たに設置・整備された 10 か所の地震観測点から伝送されてくる地震波形データに加え、北海道大学の運用する既設の地震観測点、札幌市の運用する地震観測点、全国地震観測データ流通ネットワー
クを介してリアルタイムデータ交換を実施している気象庁、独立行政法人防災科学技術研究所の運用する地震観測点の波形データを併合し、同一ファイルに統合したうえで、振幅の長時間平均と短時間平均の比からトリガーをかけてイベントの検出を行っています。トリガーされたイベント波形に対して、ノイズによる誤判定データを目視で除去するとともに、地震による波形データについては P 相および S 相を同定する会話検測作業を随時実施しました。地震の同定には、気象庁の検測値も利用しています。
データの取得が始まった 2008 年 12 月 1 日から 2012
年 3 月 31 日までに読み取りが行われ震源が求まった
地震の数は 1541 個であります。震源決定の初期 P 波
速度構造には北海道大学がルーチンの震源決定作業で用いている構造 1)を基本としましたが、当該地域では厚い堆積層が発達しているために、その影響を考慮するため表層部には 3.8 km/s の層を設定し、Vp/Vs 比は1.73 と仮定しました。
この構造を用いて予備震源を決定し、その結果得ら

図 1 自然地震観測により得られた深さ 40km 以浅の震央分布。2012 年 3 月 31 日までの検測結果によります。

図 2 図 1 の東西方向断面における地震の深度分布。

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3. ひずみ集中帯の地殻構造
3.1 P 波速度構造
これまで得られた地震波到着時データを用いて P 波地震波速度構造の解析を実施しました。図 1 で示した
初期震源のうち、深さ 40km 以浅で北緯 42 度から 43度 38 分、東経 141 度から 143 度 38 分の範囲に発生した地震 836 個から得られた P 波走時 9638 個を用いました。P 波速度構造推定には Thurber(1983)の手法 2)を適用し、P 波地震波速度構造と震源を同時に決定しました。また、得られた速度構造の解像度を確認するた
めに、5%の速度コントラストを人工的に与えてチェッカーボードレゾリューションテストを行った結果、深さ 5 kmから 15km では解の再現性が認められるが、深さ 20km以深では再現性が低いことが明らかになりました。
図 3 にそれぞれの深さにおける P 波速度構造のマップビューを、図 4 にはその東西断面を示しました。これによると、石狩低地帯は高速度で特徴付けられる新第三系の火山岩類からなる西部と、低速度の特徴を示す新第三系堆積岩類からなる東部との境界に位置しており、大局的な特徴は表層地質とよい一致を示します 3)。
札幌市付近では深さ 5km 付近に堆積層に対応する低速度が認められ、その下には西部の高速度域からつながる高速度層が北傾斜で入りこんでいます。地震は表層の低速度とその下に入り込んでいる高速度の境界付近で発生しているように見えます。この場所では深さ15 km 以深での地震活動は認められません。
石狩低地帯東縁断層以東の夕張鵡川地域では、表層より深さ 20km 付近まで新第三系堆積岩類に対比されると考えられる低速度層が広がっています。やや不鮮明ではありますが、この低速度層は緩やかな東傾斜をもっているように見え、地震活動は低速度層下部の深さ 10km から 20km にかけての場所で多く発生しています。一方、石狩低地帯より西側の高速度地帯での地震活動は低調であります。苫小牧市西部の深さ 10km付近には高速度異常が認められますが、深層ボーリングで認められる基盤岩の高まりである苫小牧リッジ構造を反映している可能性があります 4)。
以上の速度構造によると、石狩低地ひずみ集中帯は、広域的な地震波速度構造モデルによると西部の高速度域と東部の低速度域の間の明瞭な構造境界に位置しています。地震波速度構造の相違は、表層地質においても西部の新第三系火山岩類と東部の新第三系堆積岩類として認められ、このような構造境界がひずみを集中させる機構の大局的な地学的背景であると考えることができます。東部にみられる低速度域は舟状の形状を呈しており、日高山脈下への東北日本弧の押し下げにより形成された厚い新第三紀堆積層に相当するものと考えられます。この地域の地震活動は、この低速度層の下部で活発であり、深さ 20km 以深でも地震が発生しています。Iwasaki et al (2004)5)によると、この低速

図 3 深さ 5、10、15、20km における P 波地震波速度構造と震央分布。白抜き三角は地震観測点を表します。

度層の下部は、東北日本弧の地殻に相当する部分と考えられており、低速度層に比べ P 波速度が 10%以上早く推定されていて、西側とは明瞭な構造境界をなしていることが推定されます。
札幌市付近では、2010 年 12 月 2 日の M4.6 の地震をはじめ浅い地震活動が周辺部と比較して活発です。
地震波速度構造モデルによると、札幌市の平野部付近では低速度で特徴付けられる堆積層が深さ約 5kmまで認められ、その下部には西部から伸びている高速度域が認められます。2010 年の地震は低速度域と高速度域の境界付近で発生しました。なお、この高速度36

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観測場の MT 連続観測データとのリモートリファレンス
処理 9) を行い、さらに手動によるエディット処理を経てMT インピーダンスを算出しました。
本プロジェクトで得られた観測データ(39 測点)および既存のデータ（11 測点）を使用して、WSINV3DMT10)による 3 次元インバージョン解析を行い、測定値とモデル計算値との最小二乗誤差が最小になる構造を求めました。図 5 には各深度での平面的比抵抗分布を示し、図 6 には図 5 に示した東西方向の線に沿う断面での比抵抗分布を示しました。インバージョンには、50 観測点の広帯域 MT データと、そのうちの 20 観測点で取得した長周期データから、40～0.00012 Hz (0.025～8197sec.) 間の 16 周波数を使用しました。入力データ成分
は、インピーダンス 4 成分および磁場変換関数 2 成分であり、それぞれが複素数であり全部で 12 成分であります。計算に使用したグリッドは、(X, Y, Z)=(62, 62, 38)個のセルからなり、モデルサイズは 593×593×340 km3です。初期構造として、陸の領域に 100Ωm、海の領域に 0.3Ωm を与え、海水にあたるセルの比抵抗は、インバージョンにおいて固定しました。
深 さ 7km 程 度 までは低 地 帯 の堆 積 層 に対 応 して10Ωm 以下の低比抵抗層が広がっています。低比抵抗層の下は、10～100Ωm 程度の比抵抗となり、白亜系の基盤に相当すると考えられます。観測地域南側では、断層帯の東側で基盤が深くなる傾向があり、たとえば
Iwasaki et al(2004)5)）による速度構造と調和的であります。石狩低地帯では、スラスト運動が始まる前の第三紀～前期中新世にホルストやリッジが形成され、そのような場所に衝上断層が形成されています。衝上断層下では浅部の低抵抗層が途切れていること（図 6：X=15および X=-9 断面参照）に対応し、この地域のひずみ集中は、このような比較的浅部の不均質構造によって引き起こされている可能性があります。
7 km 以深は、観測地域西側および北側では 100～1000Ωm 程度、南東部で 10～100Ωm となっており、大規模な構造境界をなしていることが推察されます。この境界および断層帯直下（C1）、また南西部の支笏カルデラ付近（C2）に局所的に低比抵抗の箇所が見られます。C2 は数 Ωm 以下の比抵抗で、支笏カルデラの直下 10～30km に位置します。支笏カルデラは第四紀の火山で、3 つの後カルデラ火山は現在でも活動的であり、C2 はモホ面付近の地下深部からのマグマ性流体（水、メルト）の移動経路を示していると考えられます。
C1 は 10Ωm 程度で、断層帯の直下 10km 程度の深さに帯状に分布しています。低比抵抗の原因として、高温領域、水、メルトの存在が考えられますが、乾燥岩石の温度による比抵抗変化の範囲は 10Ωm 以上であり１１)、高温では説明出来ません。また、メルトが火山・地熱地帯ではない場所の比較的浅い地殻内に分布するとは考え難いです。したがって、深部流体による低比抵域と帯が認められるのは札幌市東部から江別市付近までで、それ以東まで伸びているようには見えず、この付近が明瞭な構造境界になっている可能性があります。この境界付近には伏在断層が推定されており 6)、地震波速度構造で認められた構造境界がひずみを集中させる要因として機能している可能性があります。図の作成に
SEIS-PC7)、GMT8)を使用しました。

図 4 図 3 の東西断面における P 波速度構造と震源分布。逆三角形は各断面における石狩低地東縁断層帯の位置を示します。

3.2 比抵抗構造探査
石狩低地東縁断層帯周辺の地殻構造、および流体の分布の把握を目的として、MT 法による比抵抗構造断層帯（以下、ITFZ）をほぼ東西に横切る 4 本の測線において、広帯域 MT 探査は Phoenix Geophysics 社
製 MTU-5 および MTU-5A、長周期 MT 法にはテラテ
クニカ社製 U-43 を使用し、電場 2 成分、磁場 3 成分の測定を行いました。時系列データは、国土地理院江刺37

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図 5 各深さにおける比抵抗構造の平面図。白線は断層トレース、青丸は震源分布を表します。C1 は石狩東縁断層帯直下の低比抵抗域を C2 は支笏カルデラ直下の低比抵抗域を示す。深度 0 ㎞の図の東西方向の線は、図 6 で示す各断面の位置。

考えるのが現実的です。茂野(2011)12) によれば、断層帯中央部の温泉のうち高塩濃度のものは海水～化石海水を源とする深部熱水と見られ、断層帯に規制されて温泉の上昇があると考えられます。このような温泉水の起源が C1 にあるとすれば、C1 は連結した水が豊富に存在する領域と考えられ、周囲の地殻に比較して力学的に弱く、弱部としてはたらいている可能性があります。さらにこの場合、温泉水の上昇経路は断層帯に規制されるので、変質等によって断層の弱面が形成されている可能性も考えられます。
したがって、この地域のひずみ集中の形成要因は、次のように考えられます。まず、西～北側の高比抵抗領域と南東部のやや低比抵抗な領域とがなす広域的な構造境界が存在することが背景にあり、その境界付近には局所的に低比抵抗の流体の豊富な領域が 10～20 km の深さにあり、弱部を形成しています。浅部では、堆積層〜基盤境界が断層帯付近で不均質になっており、これが西向きのスラスト運動の妨げとなりスラスト

図 6 図 5 に示した東西断面での比抵抗構造。C1 は石狩東縁断層帯直下の低比抵抗域を C2 は支笏カルデラ直下の低比抵抗域を表します。

断層を生じさせているのでしょう。これらの広域的構造
境界、局所的な流体の存在、堆積層〜基盤境界の不均質により石狩低地帯のひずみ集中帯形成に複合的に寄与していると考えられます。
4. ひずみ集中と火山活動
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1-5 ひずみ集中帯発生にかかわる地殻構造の研究の大局的な地学的背景であると考えることができます。
このような基盤構造は上記の複雑な地殻の変動を通して、形成されたものと考えられます。
このような大局的な境界域および石狩低地東縁断層帯直下や南西部の支笏カルデラ付近には、局所的に低比抵抗域が見られます。前者は断層帯の直下10km程度の深さに帯状に分布しており低速度域とも一致します。低比抵抗の原因として、断層帯中央部の温泉のうち高塩濃度のものは海水～化石海水を源とする深部熱水と見られ、断層帯に規制されて深部の熱水が上昇してきていると考えられます。このような、断層直下の低速度域、低比抵抗域は地殻の変形を不均一にしてひずみ集中を助長することがあり 15) 、また、深部水の断層への注入が地震発生の引金になる可能性も指摘されています 16) 。一方、後者は数Ωm以下の比抵抗値で、支笏カルデラの直下10～30kmに位置しています。支笏カルデラは第四紀の火山で、3つの後カルデラ火山は現在でも活動的であることから、この低比抵抗域はモホ面付近の地下深部からのマグマ性流体（水、メルト）の移動経路を示していると考えられます。

ひずみ集 中 と火 山 活 動 との関 連 性 を明 らかにすることをめ ざし、樽 前 山 での地 震 観 測 を行 いま したが、本 研 究 期 間 中 にはひずみの変 化 を示 すようなめだった地 震 活 動 は見 られませんでした。また、樽前 山 および十 勝 岳 地 域 において、地 殻 変 動 を調べ る た め 繰 り 返 し GPS 繰 り 返 し 観 測 お よ び 干 渉
SAR 解 析 を 行 い ま し た 。 本 研 究 期 間 中 で は 、 目立 ったマグマ蓄積のパターンが得られなかったことから、現在両火山は静穏期にありマグマ活動による地殻変動は検出限界以下であると考えらます。検出能力の評価を行ったところ、マグマ貫入のステージにおいては干渉
SAR 解析と繰り返し GPS 観測の検出能力は同程度ですが、ダイク貫入ステージでは干渉 SAR 解析の方が検出能力に優れていることがわかりました。
5. 議論，結論ならびに今後の課題
5.1 既存の研究
石狩地域では、防災科学研究所による”石狩低地東縁断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討”プロジェクトが行われており、2005年に報告書がまとめられています 13) 。その研究では、震源断層として石狩低地東縁断層の活動による地震動予測が主題であり、その基礎資料として既存文献等により深度10㎞位までの地下構造が主として議論されています。本研
究では、この地域の地震が多く発生している深度20～30㎞までを対象として、新たな地震観測点を設置し詳細な震源分布やP波速度構造を明らかにし、さらにマグネトテルリク法による比抵抗構造探査により深部の構造や流体の分布の推定を行いました。それらをもとに基盤構造の不均質性を明らかにし、歪集中のメカニズムについて議論しました。

5.3 今後の課題
石狩低地帯を中心に広がるひずみ集中帯は、白亜紀以降の地殻発達過程において形成された不均質構造が、その後の千島弧の西進による東西方向の応力を受け、低地中央部の基盤岩の起伏や低地東縁に活断層帯が生じました。このような変動の中で、本研究により明らかにされた西側の高速度、高比抵抗域と東側の低速度、低比抵抗域との間に構造境界域が生じ、そこに生じた構造の不均質がひずみの集中域になっていると考えることができます。また、東縁断層帯の下に局所的な低速度、低比抵抗域が見られ、そこは深部流体が上昇してきている可能性があり、それが活断層の活動や地震発生に影響する可能性も指摘できます。この活断層の活動性と地下不均質との関連については、さらに詳細な研究が必要でしょう。
また、本地域のひずみ集中は日高山脈における島弧の衝突による応力が原因であり、日高地域から連なる一連の構造の解明も重要です。日高地域から石狩地域にかけては、伊藤・他(2000)17) による地質モデル
やIwasaki et al. (2004)5)による速度構造モデル、また、茂木・他(2002)18)による比抵抗構造の報告があります。
また、Kita et al. (2012)19)による地震波トモグラフィーによる速度構造が日高地域を中心に得られていますが、より詳細な構造探査が望まれます。
一方、1952年十勝沖地震以降に北海道地域に蓄えられたひずみが2003年十勝沖地震でいかに解消されているかを調べると（高橋，2004)20 ） 、石狩地域には残留ひずみが大きく残っている可能性が指摘されており、この面からもひずみ集中の大きさを評価していくことも5.2 ひずみ集中を生じる地学的背景
石狩地域の基盤構造を作った白亜紀以降のテクトニ
クスは、国安、山田(2004)14) によると、白亜紀～古第三紀初期における前弧盆地のセッティングから始まったと考えられています。その後の後期漸新世には、右横ずれトランステンションによるプルアパート盆地の形成と堆積盆埋積が行われ、中期中新世には日高帯が隆起を開始し本地域は右横ずれのトランスプレッション場に転換し、再び前弧盆地のセッティングになった後、さらに後期中新世～鮮新世以降には千島前弧地塊(スリバー)の西進活発化による強烈な東西圧縮場が提供されたものと考えられています。本研究により得られたP波速度や比抵抗構造によりますと、石狩低地帯は西部の高速度域かつ高比抵抗域と東部の低速度域かつ低比抵抗域との間の明瞭な構造境界に位置しています。これらの構造の相違は、表層地質においても西部の新第三系火山岩類と東部の新第三系堆積岩類として認められ、このような構造境界がひずみを集中させる機構
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術研究所研究資料，No.283, 2005
14) 国安稔，山田泰広：中央北海道南部地域の深部構造，石油技術協会誌，Vol.69，p.131-144, 2004．
15) 飯尾能久：内陸地震の発生過程の解明，自然災
害科学，Vol.28,pp.284-298, 201016) 長谷川昭，中島淳一，内田直希，梁田高広，岡田知己，趙大鵬，松澤暢，海野徳仁：沈み込み帯の地震の発生機構― 地殻流体に規定されて発生する沈み込み帯の地震―，地学雑誌，Vol. 121,
pp.128–160, 201217) 伊藤谷生： 日高衝突帯-前縁褶曲・衝上断層帯の地殻構造，石油技術協会誌，vol. 65，pp.103-109,
200018) 茂木透，日高 2000MT 探査グループ：日高地域での広帯域 MT 探査，月刊地球，vol. 24，pp.485-487,2002.
19) Kita, S, A. Hasegawa, J. Nakajima, T. Okada, T.
Matsuzawa and K. Katsumata: High-resolution
seismic velocity structure beneath the Hokkaido
corner, northern Japan: Arc-arc collision and originsof the 1970 M 6.7 Hidaka and 1982 M 7.1
Urakawa-oki earthquakes, J. Geophys. Res., DOI:
10.1029/2012JB009356, 201220) 高橋浩晃:北海道の地震間および地震時地殻動の比較-2003年十勝沖地震による地殻変動-,北海道大学地球物理学研究報告,No.67，pp.375-386,
2004

今後の課題です。
参考文献
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究費突発災害調査研究成果報告，pp.13-20, 1994．
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Geophys. Res., Vol.88, pp.8226-36, 1983.
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Matsushima, K. Miyashita, T. Takeda, T. Taira, T.
Yamada, K. Ohtake : Upper and middle crustal
deformation of an arc–arc collision across Hokkaido,
Japan, inferred from seismic refraction / wide-angle
reflection experiments, Tectonophys, Vol.388,
pp.59-73, 2004.
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7) 中 村 浩 二 ， 石 川 有 三 ： 卓 上 の 地 震 活 動 解 析SEIS-PC for Windows のこの 8 年，日本地震学会
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pp.143‐176, 201113) 藤原広行、河合伸一、青井真、㓛刀卓、石井透、
早川讓、森川信之、小林京子、大井昌弘、先名重樹、奥村直子：石狩低地東縁断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討、防災科学技40