１２−５ 測地観測による断層周辺での地殻変動分布の特徴と断層深部すべり
Characteristics on distribution of crustal deformation near the active fault andslip on the deep part of the fault
国土地理院
Geospatial Information Authority of Japan・断層周辺での地殻変動詳細分布把握のための稠密観測
GEONET により日本列島で通常進行している非地震時の地殻変動について大局的な傾向が明らかになっている．第 1 図は，日本列島のひずみ速度を示したものであるが，主に沈み込み帯周辺にひずみ速度の高い領域が見られる．内陸域に目を向けると，活断層周辺等にひずみ速度の大きい領域が見られている．しかし，活断層のどちら（上盤もしくは下盤）にひずみが集中しているか，隣接する活断層間でどのようにひずみが分配されているのか等の活断層周辺の地殻変動に関する諸問題に答えるためには，現在の観測点密度では十分とは言えない．そこで，中央構造線 1），跡津川断層 2），糸魚川̶静岡構造線断層帯北部 3），長町̶利府線断層帯 4）など，比較的活動度の高いと考えられる断層周辺で GPS の稠密観測によって地殻変動の詳細な空間分布を解明する調査・研究が行われている．活断層周辺に非地震時の地殻変動が集中する原因としては，活断層の深部延長において，局所化した剪断帯があるためである（第２図 b）と考えられている 5）．下部地殻全体が流動するような場合（第２図 a）では，活断層周辺に集中する変形を説明することが難しい．
ここでは，糸魚川̶静岡構造線断層帯北部・中部において，地震調査研究推進本部の重点的調査観測として行われた稠密 GPS 繰り返し観測（実施機関：国土地理院・名古屋大学）によって明らかになった地殻変動の詳細分布 6）について紹介する．第３図は，重点的調査観測で実施した GPS 繰
り返し観測点 34 点と周囲の GPS 連続観測点をあわせて解析を行い，2002 年から 2009 年までの非地震時水平変動速度を示したものである．また，第４図は，GPS 定常観測点のみと繰り返し観測点等を含めた場合の推定される地殻ひずみ速度分布の違いを見たものであるが，稠密観測の場合は，糸静線北部の短縮ひずみの大きな領域の東縁が長野盆地西縁断層帯に一致することや，糸静線北部で糸静線の西側までひずみの大きな領域が分布する傾向が明瞭である．
第３図および第４図に見られる地殻変動の特徴は，以下の通りである．（1）糸静線北部では長野盆地西縁断層より西側で東西方向の短縮変形が顕著である．（2）筑摩山地南部（中央隆起帯）では変形が小さく，その西縁（長野盆地西縁断層帯の南西延長）が変形フロントになっている．（3）明科付近を境として，北側では西北西̶東南東方向の短縮が卓越するのに対し , 南側（松本〜諏訪）
では糸静線に対する左横ずれの変形が見られる．
第５図は，第３図の領域（a）〜（d）において，糸静線に直交する方向と平行な方向，上下方向のプロファイルとして地殻変動分布を見たものである．（a）のプロファイルでは，糸静線の北端部である
神城断層周辺と長野盆地西縁断層帯に局在化した西北西 - 東南東方向の短縮変形が顕著である．神城断層付近ではわずか幅 10km 以下の中で 8mm/yr 程度の短縮が生じていることになる．これだけ大きな歪み速度は弾性的な変形の結果とは考えにくく，大部分の変形が非弾性的に賄われている , すなわち断層の大部分がクリープしている可能性が考えられる．地殻変動速度の水平成分は，第 6 図に示すような深部滑りのモデルによってほぼ再現することが可能である．しかし，このモデルでは，同時に顕著な隆起が期待されるが，観測値には顕著な隆起が見られない．

－ 507 －

松本から諏訪湖にかけての糸静線中部域では，（c）の速度プロファイルに示すように，断層と直交する方向の速度成分について，糸静線を中心とする逆正接関数型の速度分布が得られている．こ
うしたパターンを最も単純に説明するのは，鉛直な断層を境として接した２つの弾性体ブロックの上部が固着し，深部では断層のすべりが生じているモデル 7）で，地表からの固着域の深さとブロックの相対運動速度がパラメータとなる（第７図）．このモデルによれば，第５図 c の松本付近の速度
プロファイルは，固着域の深さを 10km，断層を挟んだブロックの相対運動速度を 6mm/yr とした計算によって，紫色の破線で示すようにほぼ再現可能である．6mm/yr という相対速度は，地質学的に得られている 9mm/yr という値 8）と比べて若干小さいが，精度を考えれば整合的な値と言える．
このように，糸静線といっても北部と中部で地殻変動稠密観測から推定される変形様式は大きく異なっている．北部では左横ずれ成分を含む逆断層の変形パターンを示し，非弾性変形の影響が顕著に含まれているが，中部では従来の地形学的な知見と整合的な鉛直左横ずれの断層が弾性ひずみを蓄積していると考えられる．このような知見は，稠密観測の結果明らかになったものであり，今後も主要な活断層周辺での GPS 稠密観測を行う必要は高いと言える．
・余効変動から推定される下部地殻・最上部マントルの物性把握
地震発生層より深部の下部地殻や上部マントルでの変形過程については，地震後の余効変動を研究することによってある程度の情報が得られる．余効変動については，（1）断層での余効すべり，（2）地震後の間隙流体の再配分，（3）下部地殻及び最上部マントルでの粘弾性緩和という３つの主要なメカニズムが提唱されている．これらの３つのメカニズムは，地震に伴う応力変化によって生じる物理的に裏付けされたメカニズムであり，地震によってそれぞれ大きさは異なるものの，全ての地震においてこれらの３つのメカニズムが作用して，余効変動を引き起こしていると考えるべきであろう．
特に，余効変動のメカニズムとして余効すべりのみを仮定してすべり分布を推定すると，実際は下部地殻や最上部マントルでの粘性緩和が原因の余効変動であっても，深部での余効すべりとして説明されてしまう可能性がある．このように複数のメカニズムの切り分けは難しいが，地震の規模や観測網の充実度から米国アラスカ州で発生した Denali 地震の余効変動の解析結果 9）を紹介したい．
Denali 地震は，2002 年 11 月 3 日に発生した Mw7.9 の地震で，逆断層の Susitna Glacier 断層と右横ずれの Denali 断層，Totschunda 断層でのすべりを生じた内陸地震である．地震直後に設置された観測点を含め 41 点の連続又は繰り返し GPS 観測点において，地震後 2 年間で最大 19cm の余効変動が観測され，断層から 200km 程度離れた観測点でも有意な変動（2-3cm 程度）があった．有限要素法を用いたモデル化により（a）地震間の剛体ブロック運動，（b）上部地殻（深さ 15km 以浅）における間隙流体再配分，（c）下部地殻（深さ 15-50km）のみでの粘弾性緩和，（d）最上部マントル（深さ 50km 以深）のみでの粘性緩和，（e）地震時すべり領域及びその深部延長上での余効すべり（すべり分布のインバージョン），（f）深さ 40km 以深での余効すべり（本震に伴う応力変化によって摩擦 0 の断層がどれだけすべるかをフォワードモデリング）の 6 通りのモデルによって地殻変動を計算した．これらのモデルのうち，（e）インバージョンで求めた余効すべりを仮定すれば，観測値は上手く説明できる．しかし，求まった余効すべり分布は深さ 90km にピークを持ち，現実的とは言い難い．物理的に合理的な余効すべりモデル（f）では，観測量よりかなり小さい変動量しか再現できない．
一方，下部地殻の粘弾性緩和モデル（c）を考えると，深さ 15km で 1.5 × 10 2 2 Pa •s ，深さ 50km で1.5 × 10 18 P a• s の粘性率を持つモデルによって，断層から比較的近い観測点の変動は説明されるが，遠い観測点の変動が過小となってしまう．また，上部マントルの粘弾性緩和（深さ 120km で粘性率－ 508 －が 2 × 1018Pa•s）を考えると，遠い観測点の変位は説明できるが，近い観測点の変位が足りなくなってしまう．
これらのことから，１つのメカニズムだけでは観測された余効変動を再現できず，複数のメカニズムが余効変動を引き起こしていることは明らかである．複数のメカニズムが共存して余効変動を引き起こすと考えた場合，遠くの観測点の余効変動を説明するために上部マントルでの粘弾性緩和は必要だと考えられる．また，断層から近い観測点での大きな変動を説明するには，上部地殻での余効すべりが必要である．さらに，地震間の剛体ブロック運動や間隙流体再配分についても，余効変動への寄与は小さいものの，メカニズムとして排除する理由は見あたらない．残るは，下部地殻での変形過程であるが，粘弾性緩和によるもの，余効すべり（深さ 30-60km での摩擦なしフォワードモデル）によるもののどちらでも説明できる．
以上，Denali 地震の余効変動からわかった知見は以下のようにまとめられる．（1）Denali 地震の余効変動は，単一のメカニズムで説明できない．（2）深さ 60km 以深の最上部マントルでの粘弾性緩和が必要であり，深さ 100km の粘性率は 3-4 × 1 0 18 Pa •s と推定される．（2）上部地殻における余効すべりが地震時に大きくすべった領域に近接して起こったこと．（3）下部地殻においては，断層深部延長での余効すべり，もしくは粘弾性緩和が余効変動の原因であるが，データからの区別は難しい．粘弾性緩和が原因とした場合，粘性率は最上部マントルの３倍以上大きいと考えられる．
第 1 表は，余効変動の観測から成層構造（第 8 図）を仮定して，粘性率を推定した結果をまとめたものである．日本国内の内陸域においても，最上部マントルの粘性率が一番小さく，下部地殻の粘性率はそれより大きいと推定されていることがわかる．Denali 地震や米国西部の研究結果をあわせて考えると，テクトニックに活発な領域では，最上部マントルの粘性率は 1018 から 1019 であり，マントルの流動が変形様式を支配しているが，下部地殻ではそれより 1 桁程度粘性率が高く，流動は起こりにくいことと考えられる．このことは，下部地殻においても断層の深部延長上に変形が集中しているというモデル（第 1 図 b）を支持している．
なお，ここで紹介したモデルはすべてマックスウェル粘弾性体（粘性率が一定）を仮定しているが，オリビンなどのマントル・下部地殻を構成する岩石は，室内実験から差応力のべき乗（負の係数）に比例する粘性率を持つことが示されている．Denali 地震の余効変動観測においても，地震直後の急激な変動を説明するためには，べき乗則クリープの構成則が必要である 10）．もしそうだとすると，応力変化の大きな場所の粘性率が低下することになるので，変形の局所化がいっそう顕在化すると考えられる．
参考文献

1）Tabei et al., 2002, Earth Planets Space, 54, 1065-1070.
2）Hirahara et al., 2003, Geophys. Res. Lett., 30（6）, 8012, doi:10.1029/2002GL015035.
3）Sagiya et al., 2004, Earth Planets Space, 56, 1247-1252.
4）西村卓也・他 , 2004, 地震２ , 56, 497-509.

5）Iio and Kobayashi, 2002, Earth Planets Space, 54, 1085-1090.
6）国土地理院・名古屋大学，2010, 糸魚川̶静岡構造線断層帯における重点的な調査観測平成 17〜 21 年度成果報告書，303-313.
7）Savage and Burford, 1973, J. Geophys. Res., 78, 832-845.
8）Okumura, 2001, J. Seismology, 5, 411-431.

－ 509 －9）Freed et al., 2006, J. Geophys. Res., 111, B01401, doi10.1029/2005JB003894.
10）Freed et al., 2006, Earth Planet. Sci. Lett., 252, 481-489.
11）Asahi and Sagiya, 2010, Abstracts of Hokudan International Symposium on Active Faulting, 4-512）Thatcher et al., 1980, J. Geophys. Res., 85, 6429–6435.
13）Tabei, 1989, J. Phys. Earth., 37, 101-131.
14）Ueda et al., 2003, J. Geophys. Res., 108（B3）, 2151, doi:10.1029/2002JB002067.
15）Kaufmann and Amelung, 2000, J. Geophys. Res., 105（B7）, 16341-16358.

－ 510 －

第1図

GPS 連続観測から推定される日本列島のひずみ速度（期間：2005/4-2007/3）．活断層（茶線）の分布は，地震調査研究推進本部による主要 110 断層．ひずみ速度の計算に用いる距離係数は20km としている．（a）面積ひずみ速度．（b）最大剪断ひずみ速度．
Fig. 1 Distribution of strain rate of the Japanese Islands induced from continuous GPS data for the period from
April 2005 to March 2007. Brown lines are surface traces of the major 110 faults evaluated by theHeadquarters for Earthquake Research Promotion. The Distance Decay Constant for calculating strain
distribution is 20 km.（a）Areal strain rate.（b）Maximum shear strain rate.

第２図

内陸の活断層における脆性破壊域と塑性変形域での変形過程モデル（Iio and Kobayashi, 20025）の Fig. 4 を元に作成）．
Fig. 2 Schematic ﬁgure showing the model of deformation process of inland active faults in the brittle and ductile
regions.（based on Fig. 4 of Iio and Kobayashi, 2002）.

5－ 511 － 5

(a)
WNBF
ISTL

(b)

ISTL

(c)

ISTL
(d)
第 3 図 稠密臨時観測によって明らかになった水平地殻変動速度分布 6)．速度ベクトルの固定点は USUD（臼田）．
ISTL，WNBF は，糸魚川−静岡構造線断層帯，長野盆地西縁断層帯を表す．矩形領域(a)-(d)は，第５図に
第 3 図 示す地殻変動速度プロファイルの範囲を示す．
稠密臨時観測によって明らかになった水平地殻変動速度分布 6）．速度ベクトルの固定点はUSUD（臼田）．ISTL，WNBF
は，糸魚川−静岡構造線断層帯，長野盆地西縁断層帯を表す．
Fig. 3 Horizontal
velocity inducedby continuousand campaign GPS data. The reference station of the velocity vectors isUSUD(Usuda). ISTL and WNBF indicate the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line fault zone and the West Nagano Basin
矩形領域（a）-（d）は，第５図に示す地殻変動速度プロファイルの範囲を示す．
zone, respectively.
Areas (a)-(d)correspond toandthe profileof theGPS
deformation
velocities
shownstationin Fig. 5.
Fig. 3 Fault
Horizontal
velocity inducedby continuous
campaign
data. The
referenceof the velocityvectors is USUD（Usuda）. ISTL and WNBF indicate the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line fault zone
and the West Nagano Basin Fault zone, respectively. Areas（a）-（d）correspond to the profile of thedeformation velocities shown in Fig. 5.

－ 6512 －

(a)

(b)

WNBF

WNBF

白馬長野

ISTL

明科

筑 摩 山 地

大町

ISTL

松本

第４図

糸魚川−静岡構造線断層帯周辺での面積ひずみ速度分布．(a)電子基準点のみから推定した結果(期間:1996/4-2000/5)．(b)稠密臨時観測点を含めて推定した結果(期間:2002/9-2009/10)．糸魚川-静岡構造線断層帯における重点的な調査観測による 6)．
第４図 糸魚川−静岡構造線断層帯周辺での面積ひずみ速度分布．
（a）電子基準点のみから推定した結Fig. 4 果（期間Distributionof areal strain ratearound the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line fault zone. (a):2002/9-2009/10）
Result only using the:1996/4-2000/5）．（b）稠密臨時観測点を含めて推定した結果（期間．
6） 2000. (b) Result using temporary GPSpermanent
GPS (GEONET) station for the period from April 1996 to May
糸魚川- 静岡構造線断層帯における重点的な調査観測による．
stations as well as the permanent stations for the period from September 2002 to October 2009.

Fig. 4 Distribution of areal strain rate around the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line fault zone.（a）Result onlyusing the permanent GPS（GEONET）station for the period from April 1996 to May 2000.（b）Result
using temporary GPS stations as well as the permanent stations for the period from September 2002 toOctober 2009.

7－ 513 －第５図

第２図の４つの矩形領域における GPS 地殻変動速度のプロファイル 6）．ISTL は糸静線断層帯，WNBF は長野盆地西縁断層帯の地表トレースの概略位置を表す．影をつけた範囲は変形集中帯である．図中の破線は，深部滑りモデルによる計算値を表す．（a）白馬̶長野方向，（b）大町̶
上田方向，（c）松本周辺，（d）諏訪湖周辺．
Fig. 5 Profiles of deformation velocity estimated from the GPS data. ISTL and WNBF indicate approximate
locations of the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line fault zone and the West Nagano Basin Fault zone,respectively.（a）Proﬁle in the direction between Hakuba and Nakano. Hatched regions can be regarded
as concentrated deformation zones. Broken curves are the velocities predicted by deep creeping models.
（b）Proﬁle in the direction between Oomachi and Ueda.（c）Proﬁle across Matsumoto.（d）Proﬁle acrossLake Suwa.

－ 514 －第6図

白馬〜長野方向の速度プロファイル（第 5 図 a）
に対する深部すべりモデルの模式図 6）．糸魚川̶静岡構造線断層帯（ISTL）と長野盆地西縁断層帯（WNBF）の傾斜を 20°としている．
Fig. 6 Schematic ﬁgure showing the deep creeping model to explain the velocity proﬁle in the direction between
Hakuba and Nakano（Fig. 5a）. Dip of the ISTL and WNBF is 20 degree.

第7図

鉛直の横ずれ断層が固着している場合の模式図（Savage and Burford, 19737）の Fig. 2 を元に作成）．
D が固着域の深さ．第５図 c と第 5 図 d のモデル化に用いた．
Fig. 7 Schematic ﬁgure showing the deep creeping model of a vertical strike-slip fault（based on Fig. 2 of Savageand Burford, 1973）. D is the locking depth. This model is used for modeling the velocity proﬁles in Figs.
5c and 5d.

第８図 粘弾性緩和でよく使われる弾性層・粘弾性層の成層構造モデル．
Fig. 8 Subsurface structural model of the layered elastic and viscoelastic medium which is often used in thestudies of viscoelastic relaxation.

9 －－ 515

第１表 地殻変動観測（余効変動）から推定された地下の粘弾性構造のまとめ
Table 1 Summary of subsurface viscoelastic structures estimated from the geodetic observations (e.g. observation ofpostseismic deformation).
弾性層の第 2 層の第 2 層の粘第 3 層の粘厚さ

厚さ性率η2性率η3

D1(km)

D2(km)(Pa·s)(Pa·s)

1891 年濃尾地震

33--

--

1×101811)

1896 年陸羽地震

30--

--

1×101912)

5×101813)

地震・イベント名

出典

1927 年丹後地震

18175×1019

1993 年北海道南西沖地震

4050

4×1018

∞14)

10

20

1×10201×1018±0.215)

フーバーダムによるダム湖の加重変形（米国ネバダ州）

第１表 地殻変動観測（余効変動）から推定された地下の粘弾性構造のまとめ
Table 1 Summary of subsurface viscoelastic structures estimated from the geodetic observations（e.g. observationof postseismic deformation）.

10－ 516 －