学位論文

長周期微動に基づく
地下構造推定法の研究

松 島健

北海道大学 大学院理学研究科
地球物理学教室

1990 年3月

長周期微動に基づく地下構造椎定法の研究

目次

Ａｂｓｔｒａｃｔ

１

第１章緒論

５

第１節本研究の目的と背景
第２節既往の研究

第３節本研究の概要

第２章長周期微動の基本的性質

１１

第１節長周期微動の時間変化
第２節長周期微動の到来方向
第３節長周期微動の伝搬モード

第４節長周期微動のパワー・コヒーレンス

第３章長周期微動の位相速度推定法

２４

第１節ＳＡＣ法を使った位相速度推定法

第２節ＳＡＣ法に基づく槻l(||およびデー
ＳＡＣ法に基づく槻l(||およびデータ処理

第３節Ｆ－Ｋ法を使った位相速度推定法
Ｆ－Ｋ法を使った位相速度推定法
第４節Ｆ－Ｋ法に基づく観測およびデー
Ｆ－Ｋ法に基づく観測およびデータ処理
第５節ＳＡＣ注とＦ－Ｋ注の比鮫
ＳＡＣ法とＦ－Ｋ法の比較

第４章レイリー波の位相速度に基づく地下織造の推定
第１節インバージョン
第２節計算手順

５２

節節節節
章１２３４
５第第第第
第

ＣＡＳＥＨＩＳＴＯＲＹｌ十勝平野における探査例

節節節節《旱１２３４６節第第第帯采ＣＡＳＥＨＩＳＴＯＲＹＩＩ石狩低地帯における探査例

第７章

緒

６０

槻ilIl地域の概要
観測方法
データ解析およびその結果

重力探査との比較

１０４

剛１１'１地域の概要
観ｉｌ１Ｉ方法
データ解析およびその結果

他の地球物理学データとの比較

号△b

１２７

iinIl

謝辞

参考文献

O●

1１

ＡｌＢＳＴＲＡＣＴ

ＳｔｒｏｎｇｇｒｏｕｎｄⅡｌｏｔｉｏｎｓｗｉｔｈｐｅｒｉｏｄｓｌｏｌｌｇｅｒｔｈａｎｌｓｅｃｏｎｄｄｕｅｔｏｌａｒｇｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓｌｓｆｒｅｑｕｅｎｔｌｙｏｂｓｅｒｖｅｄ
ａｔａｓｌｔｅｗｈｅｒｅａｌｌｕｌｌｄｅｒｇｒｏｕｌｌｄｓｔｒｕｃｔｕｒｅｃｏｎｓｉｓｔｓｏｆ

ｔｈｉｃｋｓｅｄｉｌｎｅｎｔａｒｙｌａｙｅｒｓｗｉｔｈｌｏｗｓｅｉｓｌｎｉｃｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ・
ＡｃｃｏｒｄｉｎｇｔｏａｇｅＩ１ｅｒａｌｌｙａｃｃｅｐｔｅｄｔｈｅｏｒｙ，Ｓ－ｗａｖｅ
ｖｅｌｏｃｉｔｙｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓｔｏｄｅｐｔｈｓｌＩｌｏｒｅｔｌｌａｎｓｅｖｅｒａｌ
ｈｕｎｄｒｅｄｌｌｌｅｔｅｒｓａｒｅｖｅｒｙｐｒｏｌＩｅｔｏｌｏｎｇ－ｐｅｒｉｏｄｇｒｏｕｎｄｌｌＩｏｔｌｏｎｓ・Ｔｈｅｒｅｆｏｒｅ，ｔｈｅｒｅｉｓａｓｅｒｉｏｕｓｐｒｏｂｌｅｍｏｆｈｏｗｔｏ

ｐｒｅｖｅｎｔｏｒｌ･ｅｄｕｃｅｄａＩｌｌａｇｅｔｏｌａｒｇｅｂｕｉｌｄｉｎｇｓｒｅｓｔｉｎｇｏｎｓｕｃｈｓｉｔｅｓ・

Ｔｏｄｅａｌｗｉｔｈｔｈｉｓｐｒｏｂｌｅｍ，

ｉｔｉｓ

ｎｅｃｅｓｓａｒｙｔｏｈａｖｅｂａｓｌｃｋｎｏｗｌｅｄｇｅｏｎｔｈｅＳ－ｗａｖｅ

ｖｅｌｏｃｉｔｙｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓｔｏａｄｅｐｔｈｏｆｈｕｎｄｒｅｄｓｏｆｌＩＩｅｔｅｒｓ・Ｈｏｗｅｖｅｒ，ｃｏｎｖｅｌｌｔｉｏＩＩａｌｓｅｉｓⅡｌｉｃｅｘｐｌｏｒａｔｉｏｎｌｌｌｅｔｌｌｏｄｓ

ｕｓｉｎｇＰｗａｖｅｓｇｅｌｌｅｒａｔｅｄｂｙｅｘｐｌｏｓｌｏｎｓｃａｎｎｏｔｂｅｕｓｅｄ
ｉｎｔｈｅｖｉｃｉｎｉｔｙｏｆｂｕｉｌｄｉｎｇ．ＭｅｔｈｏｄｓｕｓｉｎｇＳｗａｖｅｓ
ａｒｅｉｌＩｌｐｒａｃｔｉｃａｌａｓａｌｔｅｒｎａｔｉｖｅｓｆｏｒｄｅｔｅｒｌｎｉｎｉｎｇｄｅｅｐｌｙ
ｌｏｃａｔｅｄｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓｂｅｃａｕｓｅｏｆｔｈｅｉｌｌｓｕｆｆｉｃｉｅｎｔｐｏｗｅｒｉｌｌｇｅｌｌｅｒａｔｉｎｇＳｗａｖｅｓ・ｌｌｅｌｌｃｅ，ｔｈｅ（ｌｅｖｅｌｏｐｌＩＩｅｌｌｔｏｆ

ｅｆｆｅｃｔｌｖｅＩｌｌｅｔｈｏｄｓｈａｓｌｏｎｇｂｅｅｎａｗａｉｔｅｄ・

ＴｈｅｐｒｅｓｅＩｌｔｓｔｕｄｙｗａｓｌｌｌｌｔｌａｔｅｄｔｏｄｅｖｅｌｏｐａｌｌｅｗ
ｌｌｌｅｔｈｏｄｏｎｄｅｔｅｒｍｉｎａｔｉｏｎｏｆＳ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｙｓｔｌ･ｕｃｔｕｒｅｓ
ｎｌｏｒｅｔｈａｎｓｅｖｅｒａｌｈｕｎｄｒｅｄＩＩｌｅｔｅｒｓｄｅｅｐｉｎｕｒｂａｎａｒｅａｓ１

ｂｙｌｌｌｅａｎｓｏｆｌｏｎｇ－ｐｏｌ･ｉｏｄⅡＩｉｃｒｏｔｒｅｍｏ1.ｓ・ＴｈｉｓＩＩｌｅｔｈｏｄ，

ｉｆｅｌｎｐｌｏｙｅｄ，ｗｉｌｌｌｎａｋＧｉｔｐｏｓｓｉｂｌｅｔｏｃｏｖｅｒａｇｉｖｅｎ
ａｒｏａⅡＩｏｒｅｑｕｉｃｋｌｙａｎｄｏｃｏｎｏＩＩｌｉｃａｌｌｙｔｈａｌｌａｎｙｏｔｈｅｌ・
ｓｏｉｓｍｉｃｔｅｃｈｎｉｑｕｅｓ・Ｌｏｎｇ－ｐｅｒｌｏｄＩＩＩｉｃｌ･ｏｔｌ･elllol･ｓａｌ･ｏｆｅｅｂｌｅｇｒｏｕｌｌｄ

ｌⅡｏｔｉｏｎｓｃａｕｓｅｄｂｙｌｌｌｏｖｅⅡｌｅｎｔｓｏｆｔｒａｆｆｉｃｏｌ・ｍａｃｈｉｎｅｒｙ，
ｏｒｌｏｃａｌｗｉｎｄｅｆｆｅｃｔｓａｎ〔ｌｒａｉｎｓｔｏｒｍｓ，Ｃｌ・ｓｅａｗａｖｅｓ，
ａｎｄｏｂｓｅｒｖａｂｌｅａｔａｎｙｔｉｌｎｅｉｎａｎｙｐｌａｃｅａｓｓｅｉｓｌＩＩ１ｃ
ｓｕｒｆａｃｅ－ｗａｖｅＩｎｏｔｉｏｎａｌｏｎｇｔｈｅｇｌＰｏｕｎｄｓｕｌＰｆａｃｅ、

Ｔｈｕｓ，

ｓｏＩＩｌｅｕｓｅｆｕｌｉｎｆｏｒｌｎａｔｉｏｎｏｆｕｎｄｅｒｇｒｏｌｌｎｄｓｔｒｕｃｔｕｌ･ｅｓｃａｎ
ｂｏｅｘｔｌ･ａｃｔｅｄｆｒｏｍｌＩｌｉｃｒｏｔｌ･ｏＩｎｏ１．ｓ、
Ｔｈｏｌ･ｏｈａｖｅｂｅｅｎａｎｕｍｂｅｒｏｆｓｔｕｄｉｅｓｃｏｌｕｃｅｒｎｅｄ

ｗｉｔｈｔｈｅａｐｐｌｉｃａｔｌｏｎｏｆｌｕｉｃl･ｏｔｒｅｌⅡｏｒｓｉｎｔｈｅｐａｓｔ・
Ｔｈｅｓｅｉｎｃｌｕｄｅｒｅｓｅａｒｃｈｄｉｒｅｃｔｅｄａｔｂｏｔｈｐｏｗｅｒａｎ(ＩｐｌＰｅｄｏｍｉｎａｎｔｐｅｒｉｏｄｏｆｌｏｎｇ－ｐｅｒｉｏｄＩⅡｉｃｒｏｔｒｅＩⅡＯＴＳ、
Ｈｏｗｅｖｅｌ､，ａｓｓｈｏｗｎｉｎｔｈｏｓｅｃｏｌｌｄｃｈａｐｔｅｒｏｆｔｈｉｓｓｔｕｄｙ，

ｔｅＩＩｌｐｏｒａｌｖａｒｉａｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅｓｅｐｏｗｅｒａ、〔ｌｐｒｅｄｏＩｎｉｎａｎｔｐｅｒｉｏｄａｒｅｉｎｃｌｅａｒｃｏ1.1．ｅｓｐｏｌｌ(ｌｅｎｃｅｗｉｔｈｔｈｏｓｅｏｆｓｅａ
ｔｈｅｓｅｃｈａｌ･ａｃｔｅｌ･ｉｓｔｉｃｓｏｆＩＩｌｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓ
ｗａｖｅｓ，ａｒｏｉｌ〕ａｐｐｒｏｐｌＰｉａｔｅｔｏｄｅｒｉｖｏｉｎｆｏｌＰｌｎａｔｉｏｌｌｏｆｕｎｄｅｌ･ｇｒｏｕｎｄｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓ・

ｂｅｔｗｅｅｎＡｎａｍｐｌｉｔｕｄｅｒａｔｉｏｖｅｌＰｔｉｃａｌａｌｕｄ

ｈｏｌ･ｉｚｏｎｔａｌｃｏＩｎｐｏｌｌｅｌｌｔｓｏｆＲａｙｌｅｉｇｈｗａｖｅｓｉｎｖｏｌｖｅｄｊｎ
ｍｉｃｒｏｔｒｏＩｎｏｒｓｉｓｏｎｅｏｆｔｈｅｅｆｆｅｃｔｉｖｅｐａｌ･ａＩＩｌｅｔｅｒｓｒｅｆｌｅｃｔｉｎｇｔｈｅｌｏｃａｌｕｎｄｅｒｇｌ･ｏｕｎｄｓｔｒｕｃｔｕ1.Ｇ．ｌｌｏｗｅｖｅｌ．，

２

ｉｔｉｓｄｉｆｆｉｃｕｌｔｔｏｄｉｓｃｌ･ｉＩｌｌｉｎａｔｅＲａｙｌｅｉｇｈｗａｖｅｓｂｅｔｗｅｅｌｌ
ｔｈｅｈｏｒｉｚｏｎｔａｌｃｏｍｌ〕ｏｎｅｎｔｓｏｆＩⅡｉｃｌＰｏｔｒｅｌｎｏｌ･ｓｉｎｗｈｉｃｈ
ＬｏｖＧｗａｖｅｓａｒｏａｌｓｏｉｎｖｏｌｖｅｄ・Ｏｎｔｈｅｏｔｈｅｒｈａｎｄ，ｐｈａｓｅｖｏｌｏｃｉｔｉｅｓｏｆｓｕｒｆａｃｅ

ｗａｖｅｓａｒｅａｆｌｍｃｔｉｏｎｏｆｐａｒａｌｌｌｅｔｅｌ･ｓｗｈｉｃｈｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓ．ＡＩＩＩｏｎｇｔｈｅｓｅｐａｒａｍｅｔｅｒｓｔｈｅＳ－
ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｙｏｆｔｈｅｓｔｒｕｃｔｕｒｏｐｌａｙｓａｐｒｅｄｏＩＩｌｉｎａｎｔｒｏｌｅ・Ｉｆａｓｙｓｔｅｍｆｏｌ・Ｃｌ)ｓｅｒｖａｔｉｏｌｌａｎｄｄａｔａｐｒｏｃｅｓｓｉｎｇ

ｉｓｓｕｉｔａｂｌｙｄＧｖｉｓｅｄ，ｔｈｅｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｃａｎｂｅ
ｓｕｃｃｅｓｓｆｕｌｌｙｄｅｔｅｒｍｉｎｅｄａｓａｆｕｎｃｔｉｏｎｏｆｐｅｒｉｏｄ．Ｔｈｉｓ

ｉｍｐｌｉｏｓｔｈａｔｕｓｉｎｇｔｈｏｓｅｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓａｎＳ－ｗａｖｅ

ｖｅｌｏｃｉｔｙｓｔｌ･ｕｃｔｕｒｅｏｆａｇｉｖｅｌｌａｒｅａＩＩｌａｙｂｅｄｅｒｉｖｅｄ
ｑｕａｎｔｉｔａｔｉｖｅｌｙ、ＴｈＧｒｅａｒｏｔｗｏｍｅｔｈｏｄｓｔｈａｔａｒｅｗｏｒｔｈａｐｐｌｙｉｎｇｔｏ
ｄｅｒｉｖｅｐｈａｓｏｖｅｌｏｃｉｔｉｏｓｏｆｓｕｒｆａｃｅｗａｖｅｓ

ｆｒｏＩＩｌｍｉｃｌＰｏｔｌＰｅｍｏ1.ｓ；ｔｈｅｓｐａｔｉａｌａｌｌｔｏ－ｃｏｒｌ･ｅｌａｔｉｏｎ（ＳＡＣ）

ＩｎｅｔｈｏｄａｎｄｔｈｅｆｒｅｑｕＧＩｌｃｙｗａｖｅｌｌｕＩｎｂｅｒｓｐｅｃｔｒａｌ（Ｆ－Ｉ(）
ｍｅｔｈｏｄ。ＢｏｔｈＩｎｅｔｈｏｄｓｇｉｖｅａｃｃｕｌ･ａｔｅｅｓｔｉｍａｔｉｏｎｏｆ
ｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｏｆｓｕｒｆａｃｅｗａｖｅｓｆｒｏｍｌＩｌｉｃｒｏｔｒｅｍｏｌＰｓａｓ
ｓｈｏｗｎｉｎｔｈｉｓｓｔｕｄｙ．Ｓｉｎｃｅｔｈｅｌ･ｅｉｓｎｏｌ･ｅｓｔｒｉｃｔｉｏｎｉｎ

ｔｈｅａｒｒａｙｃｏｎｆｉｇｕｒａｔｌｏｎ，ｔｈｅＦ－ＫｍｅｔｈｏｄｗａｓＩＩｌｏｓｔｌｙ

ｅｍｐｌｏｙｅｄｉｎｔｈｉｓｓｔｕｄｙ・
ＴｅⅡｌｐｏｒａｒｙｌｎｉｃｒｏｔｌ･ｅＩＩｌｏｒｏｂｓｅｌ･ｖａｔｉｏｎｓｗｅｒｅｍａｄｅａｔ
ｅｉｇｈｔｅｅｎｓｉｔＧｓｌｏｃａｔｅｄｉｎｔｈｅＴｏｋａｃｈｉｂａｓｉｎｌｎ
ｅａｓｔｅｌＰｎＨｏｋｋａｉｄｏ，ａｎｄｅｉｇｈｔｓｉｔｃｓｉｌｌｔｈｅｌｓｈｉｋａｒｉ

Ｐ､＞Ｂｏｔｈａｌ･ｏａｓ
ｄｅｐｌ･ｅｓｓｉｏｎｉｎｗｅｓｔｅｒｌｌＨｏｋｋａｉｄｏ．ａｌ･ｅｃｏｖｅｌ･ｅｄｗｉｔｈｔｈｉｃｋｌａｔｅＴｅｒｔｉａｌＰｙｔｏＱｕａｔｅｒｎａｌ･ｙｓｏｄｉｍｅｎｔｓａｎｄａｌｌｕｖｉａｌｄｅｐｏｓｉｔｓ，ａｎｄｔｈｅｕｎｄｅｒｌｙｉｎｇ
ｂａｓｉｎｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓａｒｅｌａｒｇｅｌｙｕｎｋｎｏｗｎ、ＴｈｅｄａｔａｗｅｒｅｃｏｌｌｅｃｔｅｄｂｙｌＯｐｏｒｔａｂｌｏ，ｌｏｌＤｇ－

ｐｅｒｉｏｄｓｅｉｓｍｏｍｅｔｅｒｓａｌ･I･ａｎｇｅｄｌｌｌａｓｕｌｔａｂｌｅａｒｒａｙｊｎ
ａｒｅａｓｗｉｔｈｄｉａｌＩｌｅｔｅｒｓｏｆ２ｔｏ３ｋＩＩｌ，ａｎｄｒｅｃｏｒｄｅｄｂｙ

ｓｐｅｃｉａｌｌｙｒｏ－ｃｏｎｓｔｒｕｃｔｅｄｃａｓｓｅｔｔｅ－ｔａｐｅｒｅｃｏｒｄｅｒｓ・
Ｔｈｅｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｏｆｆｕｎｄａｍｅｎｔａｌ－ｍｏｄｅＲａｙｌｅｉｇｈｗａｖｅｓｗｏｒｅｄｅｔＧｒｍｉｎｅｄｆｌ･ｏｍｖｅｌ･ｔｉｃａｌｃｏｎｌｐｏｎｅｎｔｏｆ

ｍｉｃｌ･ｏｔｒｅＩⅡＣｌ･ｓｉｎｔｈＧｐｅｒｉｏｄｒａｌｌｇｅｏｆｌｔｏ５ｓｅｃｏｎｄｓ、Ｆｒｏｍｔｈｏｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ，ｔｈｅｏｐｔｉⅡＩｕＩＩＩｓｍ･ｕｃｔｕｌ･ａｌｍｏｄｅｌｓ

ｏｆＳ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｙｗｅｌ･ｅｄｅｒｉｖｅｄｔｏａｄｅｐｔｈｏｆ２６００１Ｉｌ
ｂｙａｎｉｎｖｏｌＰｓｅｌｎｅｔｈｏｄ・
ＴｈｅｓｅｒｅｓｕｌｔｓｐｒｏｖｏｔｈａｔＩｎｌｃｒｏｔｒｅＩＩＩｏｒｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎ

ｗｉｔｈａｓｉｌｌｌｐｌｅｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓｙｓｔｅＩｎａｎ〔ｌｆｉｅｌｄｐｌ･ｏｃｅｄｕｌ､ｅｃａｌｌｂｅａｐｏｗｅｒｆｕｌａｌｔｅｌ･Ｉ１ａｔｉｖｅｔｏｃｏｎｖＧｎｔｉｏｎａｌｓｅｉｓＩｎｉｃ
ｔｅｃｈｎｉｑｕｅｓｉｎｄｅｔｅｒｍｉｎｉｎｇｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｓｔｌＰｕｃｔｕｒｏｓｕｎｄｅｒｕｒｂａｎａｒｏａｓｉｎａｓｅｄｉＩｎｅｎｔａｒｙｂａｓｉｎ．

４

第１章緒論第｜節本研究の目的と背景
近年，超高層建築物，大型石油タンク，長大橘等の大型の長周１０|建築物の建設が進み，地震工学が対象とする地震､１１の周!U|は１秒から十数秒にまでおよんでいる．このような長周期の1111震動には，深い１１Ｍk柵造，特にｓ波速度柵造が影響を強く与えており，したがってこれら地震動の解|川や子ｉｌｌ１ｌには，深さ数百メートル
ないし千メートルのオーダーの深いｓ彼速度柵造を知る必要がある．

しかしそのような深い地下構造を，従来の人工震源をⅢいた反射法や屈折法，ボーリング調査などで椎定するとなれば，経費の面や安全ILkの面で大きな困難を伴う．地震工学が必要としている都市部での探査において，特にそれが著しい．

また，これらの反射法や屈折法探査ではおもにID波速度が得られるため，ｓ彼速度|Ni造はこれから経験式を使って換算しなければならない．そこで，近年これらに代わるｓ波速度構造探査法の開発が望まれている．
１９６８年に発生した十勝沖地震では,八戸港湾の強震計に卓越周)０１２．５秒の非↑iiiに長周期の振動が記録された(土田・他，1969>、それまでこのような長同jU1の強震動は記録されたことがなく，この長同IUI強震動の解'1N・子illllが地震工学_'二の急務となった．このとき，｜司地点付近で観illllされた長周期微動に周ル１２．５秒の成分が卓越していることが見いだされ（坂尻・他，197ｲ），長周ｌＵＩ微動を地震

勤子iⅡ|に，そして地下柵造推定に利川しようとする気迎が急速に高まった．

このような動きの巾で，成瀬・他(1976)や鏡|ル他(1976)は，長周期微動の卓越周Ⅲ1は軟弱な1111積層の下にある）ｉＭＨｌ岩までの深度に依存することを指摘した．
またKAGAMIctal．（1982)は,長周jUl微動に|ﾘ１１M(な卓越周lUlがみられない地域においても，その振幅には柵H岩深度に対応する変化がみられることを報告した．
それ以来，多くの研究者が長周)０１微動を剛iⅡ''し，その卓越周期や振幅特性をもとに地震動予ilUや地下柵造のＩＩｔ定を試みるようになった．長周期微ilM1がいつでも，

どこでも，簡11iな機材で剛illllできるという簡便さが，彼らにとって魅力の一つであったことは言うまでもない．

しかしながら，彼らは微動の応111i【iiにとらわれ，微動の基本的性質，'|えば表５

面波であるか，実体波であるか，また震動源の影響や伝搬経路の影響を定量的にどう評価するかなどを解決しないまま微動を利用している．したがって、彼らの場合，微動の卓越周期や振幅特性と地下柵造とを結びつける理論的根拠があいま
いで，定性的な解析の域を出ていない．

次章でも示すとおり，長周期の微動は非常に複雑な波動現象であり，その卓越周期や振幅は非常に大きく変化することがわかってきた．この面からも，卓越周期や振幅特性から単純に地下構造を推定することは適切でないといえる．

このように，長周期微動の卓越周期や振幅特性から地下構造を推定する研究に見るべき成果が少ない．しかし，都市部においても簡単に観i111lできるという微動の魅力には，捨てがたいものがある．そのためには，微動の発生源や伝搬経路の影響に左右されない観測地点の地下の構造だけに依存するパラメータ，しかもそれを定量的に見いだす工夫が必要である．そのようなパラメータとして２つ考えることができる．

その一つはレイリー波の上下・水平振幅比である．レイリー波の上下・水平振

幅比は，レイリー波のパワーや伝搬方向によらず，観ｉ１'１点の地下の構造だけに依存する独立なパラメータである．小林(1981>は長周期微動はおもに表面波のアン
サンブルからなっていると仮定し，長周期微動に含まれるレイリー波の上下動と水平動の振幅比を求めることによって，定量的な地下橘造の推定を試みた．小林
は海岸方向からのみ微動が到来するとし，海岸方|可の水平動成分に記録される彼はレイリー波だけであるとして解析を進めた．しかし，得られた上下・水平振幅比の値は大きくばらつき，ラブ波もその水平成分に混入していることを示している．彼の研究は水平動成分に含まれるレイリー波とラブ波を定量的に識別できていない点に問題がある．

最近，岡田・松島(1989)および松島・岡田(1989)は３成分の地震計アレイで観測した微動記録に空間自己相関法を適用し，水平動成分に含まれるラブ波とレイ
リー波のパワー比を求め得ることを示した．これを利用するとレイリー波の上下・水平振幅比を統計的に推定することが可能であり，今後この方法を使った地下構造推定の研究が発展すると考えられる．

もう一つの方法は長周期微動に含まれる表面波の位相速度を使う方法である．
レイリー波やラブ波など，表面波の位相速度はレイリー波の上下・水平振幅比と６同様にその地点の地下椛造にのみ依存する鼠であるから，定赴的な地下柵造Hli定が可能である．よく知られているように，表面波には波の周)91によって位１１]速度が変わる，いわゆる分散の性質がある．周期の短い表面波は浅いところの，周ル１の長い表面波は深いところまでの地下擶造の影響を受けているはずであるから，幅広い周W|範囲で位’1Ⅱ速度をil('１定すれば，それを使って地表から地下深部までの構造を推定できる．またレイリー波の位相速度はＰ波.ｓ波速度と密度，ラブ波の位相速度はＳ波速度と密度の複雑な関数であるが，両者ともＳ波速度の変化が他のパラメータの変化より数倍以上も強く寄与することから，表面波の位相速度から|化定される地下|肺造はＳ彼速度が最もTl:１１M;であるといえる．

本lﾘ}究はこれらを背景とし，長同W1微動の位'１１速度を利Ｈ１した地下深部柵造，
特にｓ波の速度榊造の推定方法を｢M;立することを目的としている．

第２節珊主の研究
本節では微動の位ｲﾄ1速度推定および地下構造ＩＩＩｉ定に関するこれまでの1ﾘﾄ究について概観する．

距離をおいて設置した２台の地震計を機切る波動の位相速度を求める最も簡単な方法は，２台の地震計記録の+[１瓦ｲ｢l関係数を使う相互相|奥Ｍ１〈で，２地点の相互相関係数が最大になるラグ時llllで２地点間のlllj雛を割れば位相速度を求めることができる．これをいくつかの地震計'１１１で計算して最適な位相速度を求める．しかし，この方法は微動のように時々刻々とその到来方向が変わったり，種類やモードが異なる波動が混在しているような場合にはｊ画切ではない．聖|『実，工藤・他(1976)は八戸市における長同jﾘ|微動の観illllに相互jM1関法を適１１)して位相速度を推定しているが，その値は大きくバラついている．

AKl（1957)は微動のような複雑な波動現象が||*'１１１．空間に関する定常碓率過程であると考え，このような波動を円形の地震計アレイで槻ill'Iしたとき，その空ｌ１ｌ１
自己Ｉ１ｌｌ共1係数が位相速度を変数とする第１極のベッセル関数の組合せになることを導いた．彼はこの方法（これを岡111・他,1987は空間I自|己相関法または§patial
Autocorrelatiollmetllod，略してＳＡＣ法と名付けている）を短周期の微動に適用し，その位相速度に分散性があることを示した．

７

この方法は非常に優れた微動の位相速度推定法であるにもかかわらず，その後２０年以上も応用例がなかった．岡田・坂尻(1983)は八戸市で上下動地震計を用いて観測した長周期微動にこの方法を適用し，周期0.6～2秒の範囲のレイリー波の位相速度を推定した．上下動のみ使用したのは，観測が簡便になるとともに，表面波としてはレイリー波だけが観測できるからである．彼らは，付近ですでに推定されていたＰ波速度構造をもとに，計算されたレイリー波基本モードの位相速度が，観測された位相速度をうまく説明できるようにｓ波速度と密度を試行錯
誤的に変化させて，深さ６００ｍまでの地下橘造を推定した．これは微動の位相速度から地下橘造を推定した最初の例となった．

日高(1985)は石狩平野の９ヶ所において長周期微動を槻ｉ１ｌＩし，ＳＡＣ法を使って周期0.6秒から最大2.3秒までのレイリー波の位相速度を求めた．彼はその位相速度に，逐次計算によって順次櫛造モデルを修正していくという，いわゆるイン
バース法を適用し，深さ最大1300ｍまでの堆積層のＳ波速度椛造を椎定した．インバース法を導入することによって，より一層定量的・客観的な地下構造が長周期微動から推定可能となった．

岡田・松島(1989)は，３成分の円形地震計アレイ観測の記録から，水平動成分の中からラブ波を識別し，その位相速度を求めることができるように空間自己相関法を拡張した．松島・岡田(1989)は実際にその方法を八戸市で観ｉ１１Ｉした記録に適用してラブ波の位相速度を推定し，予想されたものと一致することを示した．

現在のところ，微動観測から得られたラブ波の位相速度を使って地下構造を推定した例はない．しかし，ラブ波の分散曲線はＳ波速度・密度・層厚だけの関数で，Ｐ波速度に依存しないことから，微動からラブ波を識別する側i(Ｉ法は、より一層
正確なｓ波速度櫛造を推定する方法として今後期待される．

一方，微動の位相速度を推定するのに有効なもう一つの方法として，周波数一波数スペクトルを用いる周波数一波数法（Frequency-waveIlumberMethod，Ｆ－Ｋ
法）がある．この方法は，地下核実験による震動と自然地震との識別のためにアメリカ合衆国が建設した巨大な地震計アレイＬASAでの解析のために考えられたものである(ＬＡＣＯＳＳｅｔａＬ，1969,CAPON，1969)．この方法は各地震計の記録から

周波数ごとの２次元波数スペクトルを計算し，そのピークの波数からアレイを横切る平面波の水平方向の見かけ位相速度とその到来方向を求めるものである．

８

CAPON(1970）はLASAで槻il1llされたノイズをＦ－Ｋ法で解析し，周IU120～40秒の範'１『Iで約３．５km/sの見かけ位相速度を持つ彼が存在することを示した．彼はこの彼が海岸で発生したレイリー波の拙本モードのものであると考えた．
LIAWandMcllVILLY(1979）はアメリカ・ネバダ州の地熱地帯で２～10Hzの短周

j9l微動の上下動成分を観il1りし，Ｆ－Ｋ法を使ってその位相速度と到来方向を求めた．その結果，微動は温泉の付近で発生していること，位相速度は周期とともに大きくなる正分散の性質を示すこと，付近の柵造から)((iilI1されるレイリー波基本
モードの位相速度の分散とよく合うことをlﾘＩらかにした．

ASTENaIld1IllNSTRIDG1)(1984)はオーストラリア東部のシドニーｌＩｌｉ職盆地で５台の上下動地震計を用いて長周期微動を観ilI1lし，基盤岩までの深さを推定しようとした．海外でこのような試みを行ったのは彼らが最初である．しかし，地震計の数が少ないためか，彼らの求めた位相速度は大きくバラついており，成功したとは言い難い．

H0RIKE(1985)は大|仮平野と京都盆地の２カ所で，それぞれ300mと500mの最大辺を持つ11台の上下動地震計からなるアレイを)|]いて微動を槻i1111し，Ｆ－Ｋ法を使って周Ｗ10.3秒から1.5秒までの短周ｊＵｌのレイリー波の位ｲ[|速度を求めた．彼が計算した波数スペクトルは安定しており，それから求めた位相速度もバラつきが少ない．彼はこの位相速度の分散lUl線からインバース法を用いて地下800mまでのＳ波

速度桁造を推定した．彼の用いた1111下構造ＩｌＩｉ定法の慨Iliは本研究のものとほぼ|可じである．しかし，観illll対象とする周期域が短周１０１０１'|であり，探査'二|標深度が浅い．また，地震計をすべて有線で結ぶため，棚illIlが非常に大がかりとなり，微動の利点であるＩＭｌｌＩの簡便さが失われてしまっている．
以上が長周〃|微動の位ｲ[|速度に難づく地~ＭＩＩｉ造推定研究の現状であり，1000ｍを越す深い地震基盤までのＳ彼速度柵造を，手1怪に精度良く求めたものはない．

第３節本研究の概要
本研究では，まず長間１０１微動の長１０１間にわたる定点観illllを実施し，その卓越周期やパワーの安定性を調べるとともに，海洋波浪のデータと比較した.その結果

周ｊＵｌＬ抄から５秒の長周101微動は]ﾐに海洋波浪によって発生すると考えられる波９であり，そのため微動の卓越周〃|やパワーは発生源の影響を受けやすく，時'''１変化の大きい彼!]Mであることを明らかにした．すなわちこれらの情報から地下柵造を推定することが難しいことを示した．

また，アレイ剛[Ｉによって微動の到来方向や位相速度をi1I1I定し，長周期微動が表面波の集まりであることを再確認し，長周jUl微動の位朴1速度が地下職造推定に最も有力なパラメータであることを示した．

つづいて長周期微動の位相速度を求め，それから千メートルオーダーの深いｓ波速度構造をＩＩｌｉ定する方法を提案した．具体的には10台の上下動地震計をＦ－Ｋ法だけでなく，ＳＡＣ法も適応できるようにｌ辺約25001,の正三角形の中に展開し，周期１秒から最大５秒までのレイリー波の位相速度を椎定し，その位相速度にインパース法を適)Ｉ)してｓ彼速度構造をＩＩｌｉ定した．
この方法を十勝平野の１８地点，石狩平野の８地点に適用して，深さ最大2600

ｍにおよぶＳ彼速度構造を求め，ilii地点のｌＩＩｉ積盆地構造を推定した例を示す．またそのほかの地球物理学的なデータと比較して，本研究で確立した方法がｓ彼速度.Mli造を定量的に推定する最も有効な方法であることを脈認した．

1０

第２章長周期髄力の基本的性質
微動の研究は古くから多くの研究者によって行われている．しかし，それらの多くは定性的な議論にとどまり，近年の計i'''１．解析技術の飛雌的進歩に即したよ

うな定量的な研究は，まだそれほど多くない．最近は微動を工学的に応用する方法が多く注'二|を染めているにも関わらず，その埜本的性質はよくわかっていない．
1958年にGUTENBBRGは，それまでに行われた微動研究をまとめている．それによると，微動の発生源には人工的なものと，自然現象的なものが存在する．一般に，前者による微動は周jUlが０，５秒以下と短周ｊＵ１であり，日本では')|塒微動とか雑微動と呼ばれている．一方，後者による微動は0.2～200秒の周j0l純囲を持ち，長間｣91微動，やや長同j9l微動，脈動などと研究者ごとに異なった名前で呼ばれている．

本研究では，周期１～５秒の範'１１[|の微動を長周期微動と定義して，まず最初にその発生源や波動的性質などを研究した．

第１節長周期髄力の時間変化
１９８４年の夏から約１年間にわたり，札幌Tljの北方に隣接する石狩町生振で
長周ｊＵ１微動の連続観ilI'１を行い，それから以下のような結果が得られた．

Ｆｉｇ．２．１はその記録波形例である．８月１１日６時の長間191微動に比べ，その１日後の記録では振幅が非附に大きく変化している．特に１２日６時と９１時の３時''１］の'''１で，振幅が４倍以上も大きくなっている．ちょうどこの日の早）lﾘj，北海道付
近を強い寒冷iiii線が通過しており，風が北からの強風に変わり，槻il('１地点の北方５ｋmにある石狩湾の海洋波浪も大きくなったことに呼応しているかのように見える．

Ｆｉｇ．２２は８月１７日２１時と８月２３日６時の長間)０１微動の記録である．17日の波
形では２秒ぐらいの周ｊＵｌの波が卓越しているのに対し，２３日の記録では周期約５秒の波が卓越している．ちょうど23日は日本海に台風が進み，石狩湾にうねりが高くなった時'０１に相当している．

これらの変化を定量的にみるため，長周101微動の３成分のパワースペクトルを

1１

/9脚〃〃〃、ＤＭ
ＵＮ－』」

ＤＳＮ

０．０｡８０．ｇＯＺＣ．｡｡３，．００４０．００ｓｏ、００６０．ＣＯ７０．００８０．００９０．００８００．００K２０．ＣＯX２０．００1３０．００】４｡．｡｡１５０．ＣＯ８５０．０｡１７０．０口】５｡.ｇＤ
ＴＸＨＥ（ＳＥＣ）

ｊ川〃〃〃〃AｌⅡ〕ＭＮ・盲」

祠里こ）Ⅱ肉￣[､＞、.００１０．００２Ｇ.００３０．００４．．００５，．００６｡.００７０.ｃｃＢ０．０。９０．００ＬＯｃ.◎。１】０．００１２０．００１３０．００Ｍ０．００２５０．０｡ＩＢＯ･ＯＯｌ７Ｏ･００X８ＯｏＯＯ
ＴＩＨＥ（ＳＥＣ）/〃艸朋/21mgAｌ
U、
ＮＳ

EⅡ
０

LｌｕＪｕ－ｇｇＵ囚にＪＩｕエユ＿【】【。

ユーエコエⅡ】ニエエー【ユエエ】苞Ｉ】＿ＥｌＩ］

ＴＷＥ（ＳＥＣ）

Ｆｉｇ．２．１

Ｅｘａｍｐ１ｅｓｏ芒ｔｈｒｅｅｃｏｍｐｏｎｅｎｔｓｏｆ

ｏｂｓｅｒｖｅｄ

ａｔＯｙａｆｕｒｕ，エｓｈｊＵＫａｒｉｔｏｗＬＨｏｋｋａｉｄｏ・

ｓｃａエｅｉｓｔｈｅｓａｍｅぞｏｒａｌｌｔｒａｃｅｓ．

ｍｉｃｒｏｔｒｅｌｎｏｒｓ

Ｔｈｅａｍｐｌｉ亡ｕｄｅ０．００

/9脚〃川ＺＤ２/〃
U、
NＳ
ＥｌﾊＩ
０８０２｡３０４０so５０７０８｡９０ＸＯＯｌ８０８２Ｃ３３０３４０8５０2５０８７０ｌ８０

ＴＩＨＥ（ＳＥＣ）/剛、鮒２３，〃〃

￣

ﾐﾉﾋ）

Ｕ、

his

E'八１
００

ロ

ＤＩＯ

ＴエＨＥ（ＳＥＣ）

Ｆｉｇ．２．２豆ｘａｍｐ１ｅｓ

ｏｆｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓｏｆｔｈｒｅｅｃｏｍｐｏｎｅｎｔｓ

ｏｂｓｅｒｖｅｄａｔＯｙａぞｕｒｕ、Ｔｈｅａｘｎｐエエｔｕｄｅｓｃａｌｅｉｓｔｎｅｓａｍｅｆｏｒａ１１

ｔｒａｃｅｓ．
､MＩ‘‘‘１６．/い：１０｡，２０｡】3０，４０１．２§Ｏ’ＶｌｂｄＪⅡ2７０

１０２０３Ｄ４，５０５□７０３０９０、

計算したのがFig.２．３である．３つの図は８月７日から２５日までの１８日間に３時間ごと約10分づっ観ｉｉｌＩされた長周期微動のそれぞれＵ－Ｄ成分，Ｎ－Ｓ成分，
Ｅ－Ｗ成分のパワースペクトルを時間順に並べ，そのパワーの対数値をコンター
ラインで示してある．

図で明らかなように，パワースペクトルの時間変化はきわめて不規1111である．

ただし，３成分を比較してみると，各成分の変化はほぼ類似している．この期間中にパワーが大きくなるところが数回ある．１２日の変化は先ほどの寒冷前線の通過と対応しており，パワーが周期２秒付近を中心に100倍以上大きくなっている．17日の早朝にも弱い寒冷前線が北海道を通過している．２３日は周期５秒を中心にパワーが数百倍になっており，台風によるうねりの影響と考えられる．寒冷前線に対応する変化が急激に起こるのに対し，台風に対応する変化は徐々に大きくなることも特徴である．

周波数0.35Hz(周期2,86秒)の微動のパワーの時間変化と，海洋波浪の高さの時間変化を比較したのがFig.２．４である．ここでは石狩町生振の微動観iⅢ１点の結果のほか，南に20km内陸にある藻岩山における微動のパワーの変化も描かれている．

海洋波浪のデータは生振の北方約５ｋmの石狩湾新港におけるものである．図では波高を対数でプロットしてあるが，微動の２倍の対数スケールになっているので，エネルギーの次元として比較できる．０．３５Hzの微動のパワーの消長と海洋波浪の高さの変化が非常によく一致していることがわかる．また，内陸の観測点でも同じような消長を示すことから，海洋波浪はかなり広範囲にわたって微動に影響を与えているといえる．

Ｆｉｇ．２５に海洋波浪の高さと長周期微動の各周波数成分の相関係数を示す．周期１～２．５秒の範囲の長周期微動のパワーと海洋波浪の波高の相関が０．８以上と非常によいことがわかる．２５秒より長周期の範囲ではあまり相関が良くないが，長周期の海洋波浪はおもにうねりからなっており，そのため波高と微動へのエネ
ルギー変換率が比例しないためと考えられる．

海洋波浪の卓越周期と長周期微動の卓越周W1を比較したのがFig.２．６である．
８月22日から25日にかけて，海洋波浪の周期がうねりのため６秒から８秒と大きく伸びている．長周期微動の卓越周期はふだんは２秒前後なのに対し，その期間は５秒付近にピークを示しており，海洋波浪の影響の大きいことが明白である．

1４

(a）ＯＴｎＦＵｎｕＩｕＤ〕nuGuS「１９８１１
Ｇヨ

●

･

ﾛ

Ｉ術

ｐ・口

「ｍｍｏｃｍヱ、『

回●よ
。●①
←ロロ

li

瞳

WIfiEiiiii菫imil製W墓1iii製i雲､鑿
唇〕

OＵ

ｇ一肩宗釦

ばり

●

iiiii;iiWLll i ilＩ

WiiWli(MＩｌＩ

１.QO

EHRUZR躯１

C<MＩＰ

０．８０

F露悪FWI
９．６０

K報γ;:熟（しJIl尺

ＵＱＤＯ

:/秀一'

oｎＴＥ

０．００

０．００

(b）ＯＴＲＦＵｎＵ［ＮＳｌｎＵＣＵＳ１１９８ＩＩ
亡Ｄ
Ｃ

｡

⑥

O

ｍＤ
〆ｑ
足｣

霞

Ⅲ

１１

劇

Ｉ

ー

ＣＣ⑤

(MH

ＤＣ①

房●。

蝋繍}llllllMlIlI

Ｉ

Ⅲ

、ノ

ロ・Ｆ

「．、口仁ｍｚｎベ

Mi i ili lllillllliijWllll潟lilllIIlllMi

iＩｌ

11

FoCO

FWRUWml

11,1

0.00

1…！
９．００

【７Ｗ癖W１
０．００『ＩＦ￣’山’‘

ＯｎｌＥ

0．００

０．００

(c）ＯＴｎＦＵｎＵ（［}ⅡｎＵＧＵＳＴｌ９８１Ｉ「。ｎ口亡ｍｚｎ『li；i i l i lilMlIli il l i i i i

W'１画iＭ”
Mｉ

ＤＯＤ,

…１
０.CO

IIIiiHW腿lWmFFWWHm
9oOO

HWIWjV7:j:in
１．００

o1■m1l｢=!~､

DｎＴＥ

いい．！“
、､Oo

11i;罫『を;「十０．０９Fig.2.3Telllporalvariatiol〕sofpowersl〕ectraofIIlicrotreIIlors
observeｄａｔＯｙａｆｕｒｕ．

1５－

宮ヨコヨヨヨヨコヨヨコョョゴーヨ一一一一コ』①ｚ－ｏｇ

７戸。「』１うtｒｅｍｏｒＳＣ。ＹＡＦＵ肘

Ｊ１

１一

￣

｡、

（｛Ｅｕ）一二□｜の〒一Se三Ｗ三vｅＩＳＨＩＫＡＲＩ

,0｡』

’@］

ゾ、へ

ＩＵＩｌＩ

Ａｕｇ

１２

１６

160

１１１

1△

ノＬ

1ｓ

ｌＯＩＡＩＩＩ

1８

ＩｌｌｌＩ

IAU

２０

Ｆｉｇ．２．４Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｒｖａｒｉａｔｉｏｎｓｂｅｔｗｅｅｎｐｏｗｅｒｏｆ

ｍｉｃｒｏ亡ｒｅｍｏｒｓａｔＯ、３５Ｈｚａｎｄｗａｖｅｈｅｉｇｈｔｏ證ｓｅａｗａｖｅｓ・Ｔｎｅ

ｍｉｃｒ○てｒｅｍｏｒｓａｒｅｏｂｓｅｒｖｅｄａｔＯｙａｆｕｒｕａｎｄＭｔ、Ｍｏｉｗａ，ｗｎｉｃｈＬｉｓａｂｏｕｔ２０ｋｍｓｏｕｔｈｏでＯｙａｆｕｒｕ．Ｔｈｅｓｅａｗａｖｅｓａｒｅｏｂｓｅｒｖｅｄａｒエｓｈｉｋａｒｉｈａｒｂｏｒ５ｋｍｎｏｒｒｎｏぞＯＶａｆｕｒｕ．

ゾーー

1０

ＭａｙｌＳＳＳ

Correlation
OＢ

0.ｓ

SeaWELveHeight
VS

OＡ
一色『

Microtremor（ＮＳ）
Ｑ２

○

1００５０

2.5Z0

1.2ｓ

1０

Periocj（sec）

Ｆｉｇ．２．５Ｃｏｒｒｅユａｔｉｏｎｃｏｅｆぎｉｃｉｅｎ七ｓｂｅｔｗｅｅｎｅａｃｈｆｒｅｑｕｅｎｃｙ

ｃｏｍｐｏｎｅｎｔｏｆｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓａｎｄｓｅａｗａｖｅｈｅｉｇｈｔ，ｏｂｓｅｒｖｅｄａｔ
ＯｙａｆｕｒｕａｎｄａｔエｓｈＬｊＬｋａｒｉ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ．

○

￣

CＤ

①

（Ｕの⑩）

￣￣

寸
Ｕ○一 」①△

oＣ

(､】

○

Aｕｇｌ７

1ｓ

Ｚ１
Ｄａｔｅ

四

之ら

Ｆｉｇ．２．６Ｃｏｌｎｐａｒｉｓｏｎｏｒｖａｒｉａｔｉｏｎｓｏｆｐｒｅｄｏｍｉｎａｎｔｐｅｒｉｏｄｓ
ｂｅｔｗｅｅｎｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓａｎｄｓｅａｗａｖｅｓ，ｏｂｓｅｒｖｅｄａｔＯｙａｆｕｒｕａｎｄ
ａｔエｓｈｉｋａｒＬｒｅｓＰｅｃｔｉｖｅ１ｙ．

海洋波浪によって発生する微動についてはLONGUBT-IIIGGINS（1950)の定常波理論がある．これは，海岸に)ＩＩＬ寄せる波浪が海岸からの反射波との'''１に定常波をつくり，この定常波が海底に作用して微動を発生させるとするものである．このHl1論が正しいとすると，微動の卓越剛Ｕｌは海洋波浪の卓越周Ⅲ|のｌ／２になる．
鏡味・他(1983)は微動と海洋波浪の同時比較観jlllを実施し，周期１秒から数秒の微動に対してLONGUET-HIGGINSの理論が適川できることを示している．われわれの観ｉｌ('１からＭＪ祥波浪のほうが卓越周期が長く，このIL11論と調和的である．しかし，長周期微動の卓越周測|は必ずしも海洋波浪の卓越周101のｌ／２になっておらず，伝搬経路や地盤の特性も長周期微動に影響を与えていることがｌＩｆｉｌ１ｌ１される．

第２節長周期髄力の到来方向
複数の地震計をアレイ配置することにより，そのアレイをiRi切る波動の位相差から到来方向や位朴|速度を見積ることができる．われわれが実施した長周jU1微動のアレイ観i1111から得られた微動の到来方向の頻度分布をFig.２．７に示す．
上の２つは石狩平野での観ｉｌ１１ｌ例であり，微動が海岸方lrIIである北西方向から集[|】して到来している．下の４つは十勝平野の観'('１点であり，微動の到来方lrUは石

狩平野ほど架IIJしておらず，十l#平野の南'''1の上伏古と博巡ではおもに南方向から，また北部の下音更と｢|J士幌では東方向から微動が到来している．これは石狩平野の北西端が直接日本海に接しており，海洋波浪の影響を受けやすいのに対して，十勝平野は太平洋に面する場所に豊頃丘陵と'１１２ばれる基雛岩の持ち上がりがあり，そのため微動が平野の堆職層巾に直接ではなく，丘陵を回り込んで進入してきたことを暗示している．

塩野・他(1979)も太平洋にiIiiする八戸市で７点の上下動地震計からなるＬ字形
アレイを用いて微動を観ill1lし，その到来方lrlがおもに海岸方向であることを示している．

第３節長周期髄力の伝搬モード
岡田・坂尻(1983)は八戸市の海岸にて長周１０１微！]111のアレイ観il1lを実施し，空'１１１

1９

/川X/|/〃(/lWl/、

0Ｍ川〃

露

｡、

１Ｖ

Ｅ

Ｅ

５

Ｓ

K）Ｗ｢(/Sﾉﾉﾉ〃

ﾉﾙ１K【ﾊﾞｦﾉｿﾉﾉＶ

Ⅳ

Ⅳ

Ⅳ

'一

Ｅ

１Ｖ

Ｅ

鶏
Sﾉﾉ"/007川KＥ/V/１K/１３ﾉﾉﾉﾉﾉⅢ

Ｎ

Ⅳ

Ⅳ

1Ｖ

８

鶴

５

瀞

Ｆｉｇ．２．７ＤｉｒｅｃｔｌｏｎｓｆｒｏⅡｌ ｗｈｉｃｈⅡｌｌｃｌ･ｏｎ｡ｅⅡlolL･ｓａｒｅｌ)ｒｏｐａｇａｔｏ〔１，ｌｓｈｌｋａｒｉ

ｗｈｉｃｈａｒｅｏｂｔａｉｎｅｄｂｙ

ｓｅｉｓＩＩｌｉｃａｌ･'･ａｙｓｉｌｌｔｈｅ

ｄｅｐｒｅｓｓｉｏｌｌ（ｕｐｐｅｒ２）ａＩｌｄ

ｔｌｌｅＴｏｋａｃｈｌｂａｓｉｌｌ（ｌｏｗｅ１．４）．Ｔｌｌｅ

ａｒｒｏｗｓｈｏｗｓｔｈｅｄｉｒｅｃｔｌｏｌｌ

ｏｆａｓｅａｓｌｌｏｒｅ．

2０

自己相関法を適用して０．６秒から最大２秒までの長周期微動の上下成分の位相速度を推定した．その結果，得られた微動の位相速度は周IUlに対して一定ではなく，周期とともに大きくなる，いわゆる正分散の性質を持つことが示された．また，付近で行われた人工地震によって発生したレイリー波基本モードの位相速度の分散曲線と一致することがわかった．

同じ地点で工藤・他(1976)は３成分の微動観il(11を行ってその粒子軌跡を解析し，1～5秒の長周期微動は主にレイリー波の基本モードからｲｶﾞ成されており，また水
平動成分にはラブ波基本モードの波も少なからず含まれていることを示している．

松島・岡田(1989>は八戸市における３成分アレイ観il111記録に空間自己相関法を適用し，ｌ～２秒の周1ﾘ1範囲において長周｣U|微動の水平動成分のパワーのうち５０～70％がラブ波によるものであることを示した．

第４節長周期蝿力のパワー・コピーしソス
長周期微動を地下構造の椎定に応用しようとする場合，微動のパワーの問題がある．微動のパワーは観i'''１対象とする周波数域で安定していて，かつ，強いことが望ましい．パワーが小さいと，ローカルに発生する彼に乱され，波形の相関が悪くなる．すなわちＦ－Ｋパワースペクトルの安定性が悪くなり，位相速度の推定値に大きな誤差を与える．Ｆｉｇ．２．８およびFig.２．９に石狩平野南部の苫小牧市

柏原地区で得られた長周)U|微動のパワースペクトルと約550m離れた２地点の記録のコヒーレンスの例をそれぞれ示す．微動のパワーは１秒から５秒の範囲で大きく，コヒーレンスもよい．しかし５秒を越えると急速にパワーが落ち，コヒーレ
ンスも悪くなる．もっとも，長同jUl微ilillのパワーや卓越周1ﾘ|は微動の発生源の影
響を強く受け大きく変化するので，－１１冊にはいえないが，このデータからは最大５秒程度までの位相速度を求められることを示している．

以上このような多くの観ｉｌｌｌｌ結果から，周ﾘﾘ'約１秒から５秒程度までの長周艸I微

動は，海洋波浪を発4k源とする分散性の表iHi波，とくにその基本モードの波からなっていることが結論される．

2１

Ｚご筐トＯｕｑ的縄

汀Ｓ川ＫA月互Ｆ
ＳＴ．ノ
●

匡山三Ｃａ
ａｓ７２５１ＣＰＥ月ＩＯＤ（ＳＥＣノ

Ｆｉｇ・

２．８Ｐｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒｕｍｏｆｌｏｎｇ－ｐｅｒｉｏｄｍエｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓ

ａｔＳｓｉｔｅｔｅＦｉｎｔｈｅエｓｈｉｋａｒｉｄｅｐｒｅｓｓｉｏｎｓｈｏｗｎｉｎｆｉｇｕｒｅ

ｏｂｓｅｒｖｅCｌ

６．ｺL、

担ロｂｐＰ料のいりｏ．□。『⑪い①四ｑ①□『閂⑰割『ロ⑪Ｈの回担ｐＨ』①但同切⑪凹○日の円似○四ｏＨＢｂｏＲ山①９－助ロ○［哨○院。□①田①二○○ｍ。Ｎ・助［』｛ロ山の）ロロ（唾ｕｑ
Ｑ←

叩

Ｎ

一

町．ロ
･

叩・ト⑪’㈹・トのＬ一吐く蛯一工の（Ｏソ

Ｇ・０

人ＯＮﾖﾋﾉﾖﾉｲ００－２３－

第３章長周期髄力の位相速度推定法
この章では長周期微動の位相速度を推定する際に有効な２つの方法，すなわちＳＡＣ法とＦ－Ｋ法の原理と，実際に解析する際に必要となる種々のパラメータをいかに適切に選ぶかを定量的に検討した結果について述べる．

第１節ＳＡＣ法を使った位相速閲ｉｔ定法
この方法の111論的説１１MはAK1(1957)やＩ{ENST1llDGE(1979)に詳しく述べられている．ここではその基本的なところを記す．
微動はたいへん複雑な波動現象であり，その振幅の時llH的・空間的変動を数式では表すことのできない一種の確率変数であるといえる．しかし，ある程度の長いデータウィンドウでその平均値や共分散関数を計算すれば，どのデータウィン
ドウでも平均値・共分散関数は等しくなることは予想できる．このように平均他や共分散関数が時間の}|(1移に無関係なら，この1M;率過程は定常であるという．

いま微動のように定常な碓率過程の１つの標本関数をＸとするある時刻（，ある場所ﾂｰoにおける標本関数,すなわち振幅をYAGLOM(1961)にならって表示すると，

Ｘ（ｔ’’－０）=川二@Ｗ(，川〃Ｍ１z(Ｍ）（川と書ける．ここで(Uは角周波数（＝２刀′，′は周波数），庇は波数ベクトルである．Ｚ（(ﾘ，ハ）はランダムスペクトル過程であり，この二乗のアンサンブル
平均が角周波数(U，波数ハにおけるパワースペクトル密度に相当する．
また，場所'"0十丁における記録は同様に

x化,.Ｍ=Ⅲ:Ｍ八mⅢ(,ｗⅢz(Ｍ）
（3.2）

2４

と書ける．
いまこれらの２点での互いに時間遅れのない記録について空間自己ｲ11関関数Ｓを考える．ここで(U≠(ﾘ,’ん≠火，のとき

Ｅ［dIZ．(6)，ハ）ｄＩＺ（(０，，〃）］＝０(3.3）

であることを利Ｈ１すると，Ｓは２地点''１１の位置ベクトルバγ’０)だけの関数となるのでＳ（ﾉｰ）＝Ｅ［Ｘ＃（（'’－０）Ｘ（（，ｎ十'一〉］

Ⅲ:．ｗ几,ⅢＭｚ(Ｍ川(3.4）と定義する．ここでＥはアンサンブル平均を，゛は複素共役を示す．
波数は角周波数(Oのlllliの関数，すなわち２地点の地震計をtfi切る角周波数(Jの波動の波数がすべてハであると仮定すると，ノt＝A((０)COS(０－１，)と表すことができるので，

Ｓけ，０)＝

I:扇'二Ｍ1ｋ…(0-川`川口岫川’(3.5）となる．ここで９は波動の到来方|可である．
微動は連続かつ微分可能なスペクトルを持つことが子#('1されるから，パワース

ペクトル密度関数ﾉノ（(ﾘ，〈p）をＥ［|(/Ｚ((1)，？)'2]＝〃（(ｄ，〈p〉（Z(0Ｗ）

2５

(3.6）

と書くことができ，（3.5)式はＳけ，０)＝

j:T:ＭＭ"(０－川Ⅲ川川(3.7）と変形できる．なおここでMi雛Ｏの空間自己ｲ１１関関数は，

ｓＩＭ１－Ｉ:T:'川川川

一'二[I:認〃ｗ川」

。(リ

(3.8）

となる．ここで，I芽 ﾉﾉ((0，〈､)(抑＝ハ０（(ﾘ）(3.9）とおけば，ノノo((J）（【(oは，方向くpからパワースペクトル密度/l((Ｕ，９())で伝搬してくる微動を全ての方向について寄せ集めたとき，角周波数(0との＋ｄ(dの'''１の成分が寄与する平均パワーである。

いま，角周波数(0と(o＋〔/(０の間の成分について空'''１自己相関関数の方位平均をとると，式(3.7)と（3.9)を使って，

主'三sⅢ川川2６

圭jiiMM,刎川止川〃｡'川,＝』。(た'･）ノ１０((U)〔１１(０〈3.10）となる．これをアレイの[|｣心で求められる平均パワーノノｏ((ﾘ)α(Ｕで規格化し，それを空間'二|己ｲⅡ関係数ﾉO((,〕，ｒ)と定義すれば，これは式(3.10)からｐ((,)，ノ緯)＝ｊｏ(/Cγ)＝Ｊｏ(（１）昨℃(('))〉(3.11）となる．ここでｃ(の)は波動の位相速度を示す．すなわち角周波数(1)の成分の空''１１自己相関係数は，アレイ半径'･と彼数人を変数とした第１種０次のベッセル関数で与えられる．

したがって，半径γの円形アレイの観Ｉ(11から角周波数(1)の成分を抽出し，その空間自己相関係数を計算すれば，この/q周波数における波jD1の位相速度を求めることができる．

また，ＳＡＣ法は３成分の地震計で|Ｊ１形アレイ観測することにより，レイリー波のような上下成分と巡行方向に振動する波，ラブ波のように巡行方|可に垂直水
平成分にのみ振動する波を識別して，iilii者の位相速度および両者のパワー比を求めることができる．この方法の詳しい議論と適用例に関しては，岡田･松島(1989)，
松島・岡田(1989)に譲る．

第２節ＳＡＣ法に基づく観測およびデータ処理
地震計i配置ＳＡＣ法は円周_上とその111心に地震計を配置し，その記録から空間'二|己相関係数を求めるのが払本である．［|]心の点の記録との空間'二l己相関を計算し，方位平均を取るため，円周上には等間llhIに少なくても３点の地震計を配置する必要があ
る．空間自己相関関数には方位対称性があり，０．方向と180･方向の他は等しい

2７ので，’１１周上に３点配置した場合，６０゜ごとに方位平均を取ることに相当する．

半径ノダの'１１ルアレイで槻ill'Ｉする場合，波長が２「より短い波がアレイを機切ると空間的なエイリアジングが生じ，見かけ上２'．より長い波長の彼に観iH'Iされてしまう．そのため位相速度が周波数のｌⅢ関数であるという仮定が崩れてしまう．

したがって，｝'１形アレイの半径γは槻ill11しようとする波動の最小波長の２分の１
以下にしなければならない．

また長波長の波動の分解能をあげるため、アレイの半径γは少なくとも観Ｉl'Iしようとする波動の最大波長の１／２～ｌ／３程度にしなければならない．半径が十分でないと，剛ill1lされる彼の位相差が小さいため，位相速度推定値の誤差が大きくなる．

したがって，ｌ感類の半径のアレイでim1定できる位相速度の周ｊ０ｌ範'11は限られており，広い周ル|範囲の位相速度を求めるためには，数f]i類の半径のアレイで空間にI己相関係数を求める必要がある．そこでアレイの形に注目すると，例えば，

円周上に３点120．ごとに地震計を配置したFig.3.1（a）場合，その正三角形のｌ

辺Ｍ『ごとの半径,厄rの長さの'ﾘﾙｱﾚｲの一部と考えることができるから，
この形のｱﾚｲでは半径γとＩ厄rの2卿の場合の空'''１自己相関係数を求める
ことができる．

さらに多数の地震計が便１１１できる場合，例えば，７台の地震計をFig.３．１(b)のように正三ii'形を組み合…地震計ルイを使化泥洞川汎３ハ2,厄'参,４１の5種類の半径についての空'''１自己相関係数を-度の観iMIで求めることができる．

データウィソドウ
観illIlが簡便であるためには解析に(llj用するデータの長さは短いほうがよい，しかし，短すぎると，「微動＝定常硴率過程」の仮定をiiMjたさなくなる可能性がある．

岡'11.坂尻(1983)はいろいろなデータウィンドウの長さで空間自己相関係数を計算し，比較している．その結果，空間自己相関係数の'''1線/oはウィンドウの長さが153.6秒,307.2秒と短いとき安定性が悪く，滑らかな'''1級を得るためにはウィ
ンドウの長さが61ｲ.４秒以-11必要としている．本研究では彼らの結果を踏襲し，

2８

』Ｃ

(ａ）

(ｂ）

Ｆｉｇ、

３．１Ｅｘａｍｐユｅｓｏｆａｒｒａｎｇｅｍｅｎｔｓｏ全ｓｅｉｓｍｏｍｅｔｅｒａｒｒａｙ］ｅｏｒ

ｔｈｅＳＡＣｎｑｅｔｈｏｄ、Ａｎａｒｒａｙｃｏｎｓｉｓｔｓｏｆ．（ａ）ｆｏｕｒｓｅｉｓｍｏｍｅｔｅｒｓ，

aｎｄ(ｂ）ｓｅｖｅｎｓｅｉｓｍｏｍｅｔｅｒｓ．

６１４．４秒のデータウィンドウを解析に使用した．

バソドバスフィルタ

空'''''二|己相関係数は，式(3.11)に示すように２地点間の距離γと角周波数(Ｏ（＝２兀刀の関数である．したがって，種々の/q周波数ごとのｐを求めるためには，記録の巾からその角周波数のの成分の波を1111出しなければならない．しかも，角周波数の分解能をよくするため，帯域の非術にせまいバンドパスフィルタを使う必要がある．そこで本研究では時間緬域で次のような壷み係数を持つデジタルバンドパスフィルタ（BLOC11alldllALES，1968)を使用した．

ＣＩＩ＝Sim(２〃〃〃」ｔ）
刀〃」1１"綴(2Ｍ川川(２１〈|L）(３．１２）

ここで，２/｝：バンド幅'：中心周波数」｛：データのサンプリング間隔〃：整数（ただし－Ｎ≦〃≦Ｎで，フィルタの係数は全部で２Ｎ＋１個になる．）

である．ノVはバンドパスフィルタの時間領域におけるキャリアが６回程度になるようにし，Ⅳ」オーバ／'（ルキャリアの回数）をほぼ満たす整数とした，またここでは』ｔ＝０．１，〃＝0.02Ｈｚとした．

空|||]自己相関係数は１６」j/・の周波数間隔で求めた．ただし』'はサンプリン
グデータのタイムウィンドウの長さの逆数で，」j/?＝ｌ／６１４．４ｓ＝0.00163Ｈｚ

3０

である．

第３節Ｆ－Ｋ法を使った位相速度推定法
Ｆ－Ｋ法はノイズに埋もれている地震波を検出したり，地下核実験の震動を識別するために開発された方法で，その詳しいHl1論的説|ﾘ1は，例えばCAPON(1969）などに与えられている．

この方法は２次元的にアレイ配置した地震計の記録を使い，その記録から周波数（Ｆ）－波数（Ｋ）の３次元パワースペクトルを計算し，周波数別にパワーが最大になる波数からアレイを横切る波動の見かけ位相速度や到来方向を求める．

Ｆ－Ｋパワースペクトルの推定法にはheamlormillgmethod（ＢＦＭ）（LACOSS
ctaL，1969)，maximumlikelihoodmetllod(ＭＬＭ,最尤法）（CAPON，1969）の２つがある．一般にMLMは分解能の高いスペクトルをＩＩｌｉ定できる．

｜〕ＦＭはcollveIltioIlalmotllodとも呼ばれており，その周波数ｆ波数ﾉtにおみ、けるＦ－Ｉ〈パワースペクトルの推定他Ｐ（′，ハ）は

尖且

ⅣノＶへ

ＰＭノt）＝ＺＺＳ`〃（ハcxI)［ｊＡ（”－丁,`〉］ノー112＝1(3.13）と書くことができる．ここで

Ⅳ：地震計の数’へＳ1,1（刀：周波数れこおける/番目と〃番[|の地震計の記録の複素コヒ
ーレンシー

ノーノ：ノ番目の1m震計の位置である．

この式を行列の形で表すと

3１

’へ

み、

Ｐ〈J/､，ｊｃ）＝=Ｅ（ハ）＊@ｓ（’），Ｅ（ﾉﾋ）

(３．Ｍ）

ここで

ｉﾉﾋ･'色，Ｅ（ん）＝（ｅ，ｅ

ＭｃｗＷ

ｉハpＦ２
●●●

，ｅ

〉’、

ノミ

であり，Ｓ（ｎは周波数j/､における各記録のｌｌＩ１の複素コヒーレンシー値を要素に持つＮ×Ｎのエルミット行列である．また*は共役転置行列をTはｌｌｌ云置行ﾀﾞ11を示す．

しかし，計算に使用する地震計の記録の数は有限であるため，Ｆ－Ｋパワース
ペクトルの１１t定に誤差が生じる．

もし，周波数j/b，波数ﾉtoを持つｉ１ｉ－の平iii波がアレイを樋切るとき，Ｆ－Ｋ

パワースペクトルＰ（'，庇）はＰ（'，ノヒ）＝６（/・－A，ノヒーノto）(３．１５）となるはずである．ここで６は叩く元デルタ|渕数を示す．式(3.13)を使ってこの単一波のＦ－Ｋパワースペクトルを計算するとＰ（／,’た）＝|Ｗｔ（'一八〉’２．｜ＷＳ（/ｒ－Ａｏ）’２(3.16）のようになる．ここでＷｔ（幻は複素コヒーレンシー計算時に使う平滑化のための周波数ウィンドウである．またＷＳはアレイレスポンスと呼ばれ，,1,,Ｍ),2=堂堂Ｍ』んけ1-ハ)］
Ｊ＝ｌ〃＝１3２

Ｎ=ZlCXlDljハノ-ｊｌｌ２(3.17）

ノーＩ

で定義され，地震計の配置によって決まる波数緬域のウィンドウに相当する．つまり，ＢＦＭによって推定されたＦ－Ｋパワースペクトルには(3.17)式で示されるバイアスがかかっていることになる．

｝||:定誤差を小さくするためには，アレイレスポンスＷＳがデルタ関数に近くなるように，地震計の配置を考える必要がある．
ＭＬＭはhighresolutioIlmethodとも呼ばれており，その名が示すとおりＢＦ
Ｍより分解能の高いＦ－Ｋパワースペクトルを計算できる．ＭＬＭによるＦ－Ｋ

パワースペクトルの推定値Ｐ（ｆ火）はノヘ

Ｐけ，火）＝［Ｅ（火）キ・S-l（ｎ.Ｅ（ﾉt〉］-’(３．１８）

で求めることができる．（3.14)式のＢＦＭの場合と比較してみると，複素コヒーレンシー行列の逆行列を求める操作が加えられている．
（3.18）式から

ｊＶＮ

Ｐ(ノハ）＝】二:＝ＡＪＭｊｃ）Ａ"ｏＭｊｃ）ｓ【”（ハノー’'2＝I

exlj［川．（ハーハ）］（3」9）とIIi定値を書き換えることができる．ここで

3３

Ｎ

ミヨ
二一
J＝1

Ａｌ（ｆｋ〉

９１〃（ｆ火〉(3.20）

ｊＶＮ

預預９，〃Ｍﾉﾋ）
ノー１１１＝１

であり，９１碗は行列｛Ｓｊｎ（ハexI)[ＩＭＣ．（ハーハ）］）の逆行列の要素である．

式(3.13)と(3.19)を比較してわかるように，ＢＦＭにおいては各地震計の記録にある一定の遅れをjll算しているのに対し，ＭＩＭではＡ,,』（'，た）で示される重みをかけてから遅れを加算している．／Ⅱ（′，虎）は最適重み関数と呼ばれ，最尤法フィルタの一種である．このフィルタはＦ－Ｋパワースペクトルのピークに対応する位相速度をもつ平面波を通し，ほかの位相速度を持つ波を最小二乗法的に'''1さえつける働きがある（LIAWaIldMcllVlLLY，1979)．

この亜み関数Ａｌ,,（′，火）は式(3.20)を見てわかるように，地震計の配置のみならず，データの質にも関係した関数である．データにノイズがないときにはＡ,〃（'，ノt）はデルタ関数になるが，ノイズが大きいときには働きが悪くなる．

ＢＦＭとＭＬＭの1t較
次にＦ－Ｋパワースペクトルを計算するための２つの方法，すなわちＢＦＭとＭＬＭを比べてみる．Ｆｉｇ．３．２において左I1llがＩｌＦＭ，右llllがＭＬＭによるＦ－
Ｋパワースペクトルである．（a)の例を見るとＢＦＭでは分解できなかったピー
クをＭＬＭでは見事に分離している．また（b)の例ではＭＬＭでは鋭い１つのピークがあるのに対し，ＢＦＭではアレイレスポンスの影響で多くの見かけピークが生じている．しかし，（c)の例にあるようにデータにノイズが多くなるとＭＬＭ
でも分解能が悪くなる．

このようにデータの質がよい場合，Ｆ－Ｋパワースペクトルの推定はＭＬＭの方がＢＦＭに比べて大変有利である．

3４

ａ

ａ’

Ⅱ

（。

(１ｓ
己

、

ロ。、一

「 ==＝

グ

（匡エヘロ⑪」）ｐ０ｍヨ"；多三 、

ロ。⑪

（し 》

ロ。⑩

（Ｅエヘで⑰」）

気 iＩ

､こブ

‘

１１

ｓ

ｂ

ＩＩＩｌＯＩＩＩ(ｒａｄ′１W、）

〆２

〃

ﾗﾆﾐ 、

（巴'

（

■０

Ｏｒ

ロ・ロ

、ﾍﾐﾐ ソ＠
二ｺ、「-〆１１｜＝lシ｜ｊ〃へ！

１８F卜ｌｊＬ２０Ｓｅｃ

Ⅲ

！

Ｅ

｣１１１ 塾

ｌｌｌｌｌｌｌｌ（lVLlV）L２０ｓｅｃ－

ｌ、１１１１ｌＶＩＩＩｌＬ〃
８．０１６．０－１６００－８．００．０

戸１６．０－８０００００

Ｃ

Ｃ’

ｓ

。

、

１１９
口

Ｅ

ロ０ｍ｝

ロ０ｍ『

三 坐 二 隆一蓬 ｉｊｉｌ） 《 菫 》』｜｜墨 ｜ ヘﾖiWl~ペｐ）
Ｉ 鰯
''１ 〃

ロ０ｍ

Ⅲ ）））ソ ’lｌｌｌ '１
」’

」

口０ｍ

Ｃ０ｍ

iii 蕾 iii 蓋論『

８．０１６．０(ｒａｄ／ｋ、）

ｓ

b’

三二〆

｝

lｌｌｌｌｌｌＩ－（ＭＷノ１．８７sｅｃ－

ロ０⑩一

Ｅエ、ＵｍＬ）

。⑩一

蝋〃

－－

Ｅ

､塾

■1６．０－８．００．０

８．０１６．０Ⅱ－－＝1ｍ（Ｅエヘ⑪⑪」）

￣、●

『ザ
》

□。、一

ロ。、【

’’１

－１６．０－Ｂ，００．０

Ｅ

ロ０口

ロ。⑩

|='二'二'二BFﾉト ノノハ 87ｓｅｃ

仙而

lQ）

ＣＤＣ

ⅡⅢ

ロ・ロ
－－

｛

ゴーセ

(iMii 仁 ilililil、

ｌＩＩＩＩＩＩＩ(ｒａｄ／ｋ、）s

８００１６．０(ｒａｄ／１Kｍ）Ⅱ

ｐ０ｍ－（Ｅエヘで⑪」）匝字

旺エ、ＵｍＬ）
ＭⅦ

ｏ０ｐ

≦n

Ｅ

xQ

ロ０ｍ

ロ０ｍ「

ｓ

●

ＣＤ、

ロ。□

－１６．０－８．００．０

Ｃ。⑩

ロー口

露

１０９

Ｅ

－１６．０-0.0000

８．０１６．０(ｒａｄ／I《、）ｓ

８．０１６．０(ｒａｄ／ｋ、）

Ｆｉｇ、
Ｆｉｇ．３．２ＣＯⅡｌｐａｒｉｓｏｎｏｆＦ－Ｋｐｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒａｌｄｅｎｓｉｔｙ

ｐｌｏｔｓ

ｔｈｅ
ｔｈｅｐｅｒｉｏｄｓ，１．８７，１．２０，１．０５ｓｅｃ，ｏｂｔａｉｎｅｄｂｙＢＦＭ

ａｎｄＣｏｎｔｏｕｒｓａｒｅ－１ｄＢｗｌｔｈｒｅｓｐｅｃｔｔｏｔｌｌｅＩｌｌａｘｉｌｌｌｕｌｕ．

3５

ｏｆ
ＭＬＩｌ．

第４節Ｆ－Ｋ法に基づく観測およびデータ処理
地震計配置去Ｆ－Ｋ法を用いて位相速度を推定しようとする場合，地震計を自由な位置に配置できるという利点がある．しかしＦ－Ｋ法の能力を最大限に引き出すためにはいくつかの点に気をつけなければならない．

まず第一に，地震計アレイの大きさは長間〃1成分の分解能をあげるために，少なくとも観測しようとする波の最大波長のｌ／２～ｌ／３程度にしなければならない．アレイの大きさが十分でないと，観川'1される波の位相差が小さく，位相差のillll定誤差が大きくなる．このようなアレイから計算されるＦ－Ｋパワースペク

トルのピークは鈍くなり，そのため位相速度は実際より大きく求められる傾向がある．しかし必要以上にアレイを大きくとると，この探査法が基本的に必要とする，「アレイ内の地下柵造は水平方|可に一様な成屑IMi造」という仮定がijiれろ．

すなわち水平方lr1の不均質性に起因した波形の乱れは地震計間の波形の相関を悪くする．特に地形の起伏が激しい地点での槻ilI1には注意すべきである．Ｆｉｇ．３．３に２種類のアレイの大きさで計算したＦ一Ｋパワースペクトルの例を示す．アレ
イの径が大きいときには推定されたＦ－Ｋパワースペクトルは非常に複雑なものになってしまうが，最も遠い２点のデータを取り除くとピークがl川確になる．
第二に，地震計の最小間隔は観illIlしようとする彼の最小波長のｌ／２より小さ
くしなければならない．この条件がiﾙたされないとＦ－Ｋパワースペクトル上に空間的エイリアジングに起因した見かけのピークが生じ，解析がきわめて困難になる．

また２次元波数領域でのパワースペクトルの分解能は地震計の数や配置に大きく左右される．特にＢＦＭを使ってパワースペクトルをIIi定する場合，パワース

ペクトルはアレイの形によって決まるアレイレスポンスの影響を強く受ける．いくつかの地震計配置に対するアレイレスポンスの例を1'i８３．４に示す．［l]心の大きなピークのほかに周囲にはいくつかの大きなサイドローブがあり，これがＦ－
Ｋパワースペクトルに見かけ上のピークを生じさせる．したがってＦ－Ｋパワー

スペクトルの推定誤差を小さくするためには，このアレイレスポンスができるだ
け２次元デルタ関数に近くなるように地震計の数と配置を考える必要があるし

3６

Ｎ

Ｎ

○・②

（三二、ご毎』）（Ｅ二、百句』）

。●『

’二三Ｚ

Ｎｒ－＞＝(色ﾖニ
ーー－

、、

。。。

Ⅱ
＿てつと

こ’色

ｃ・》１

□の②０
￣

s

４．０８．０(ｒａｄ／ｋｎ）

、

ｃｑ『

（

、

、

、 r￣ ノ （１斤 八 、
ノ

～－

〆

、－〆

､

しノ

［

＝

＝

（
,〃 べ /７
Ｃ、ｃ 八 、 ハ (（
IＩ

)lノ
（ １k
ノ 万

／

Ｉ

□に
へ ／

ｃ．》ＩＣ・色 三$)‐

、｣ 」

〈

、 Ｅ
廷
】 )爪 迫一
=、！

～

、

￣

朔Ｉ
､、 万

／
、

、

′､

-８．０-４－００．０￣

ｋ一nＶ￣Ｕ/r、

罰

、

、

、

r、（ （
造 ）、 ｒ’ トミ三二二 、
ソ

ｈ

し且Ｉ／＿

-８．０－４．００．０s■■■■■■■■■■

４．０８．０(ｒａｄ【／ｋ圃）Ｆｉｇ．３．３Ｆ－Ｋｐｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒａユｄｅｎｓｉｔｙｐｌｏｔｓｏ１Ｅｔｈｅｐｅｒｉｏｄ，Ｌ６４
ｓｅｑｏｂｔａｉｎｅｄｆｏｒｔｗｏｄｉｒぞｅｒｅｎｔａｒｒａｙｓｉｚｅｓ．

（ａ)Ｎｉｎｅｓｅｉｓｍｏｍｅ七ｅｒｓａｒｅｄｅｐ１ｏｙｅｄｏｖｅｒａｒｅｇｉｏｎｗｉｔｈａｄｉａｍｅｔｅｒｏぞ３０００ｍ，ａｎｄ（ｂ）ｓｅｖｅｎｓｅｉｓｍｏｍｅｔｅｒｓ，ｗｉｔｈａｄｉａｍｅｔｅｒｏｆ１５００ｍ．

●ｌＶＡＫＡＳｈｌ川ＣＲＯ

ＭｊＶＩＦＵＳ川ＫＯ

●

●
②

●

●

●●●

●

●
●
④

●

●

●

●

●

●

０

⑨

可

0

２ｋｍ

「

２k句

醇鈩

Ｎ

Ｎ

ﾃﾞー

Ｅ

③

－１２．０－６．００．０

ｓ

ＣＯ閂

ｃ・肉

§③

。－

５．０１２．０(ｒａｄ／ｋ、）

(ａ）

縁罰
罐夢

Ｅ

蓬

銭

》

－１２．０－５．００．０

ｓ

(ｂ）

鰯熟

５．０１２．０(ｒａｄ／ｋ耐）

i量

｡

￣

［，

霞

儒識
籍勢

雪

《，
へ
￣

＝■

￣

。

曇

薊
夢

９

｡

－１２．｡－５．０ロ．Ｏ
Ｂ

漂踊

宙夢「

Ｓ

５．０１２．０(ｒａｄ／ｋ、）に）Ｆｉｇ．３．４Ｅｘａｍｐｌｅｓｏｆａｒｒａｎｇｅｍｅｎｔｓｏｆｓｅｉｓｍｏｍｅｔｅｒａｒｒａｙｆ･ｏｒ

ｔｎｅＦ－Ｋｍｅｔｈｏｄａｎｄｔｈｅｉｒｃｏｎｔｏｕｒｅｄｉｍｐｕエｓｅｒｅｓｐｏｎｓｅｓ１ｎｗａｖｅｎｕｍｂｅｒｓｐａｃｅ．

虚
喝
■■

￣

鼠

ロロ肉一

、熟

、〆

苫つ

壱

ｃ・垣

壱二

則透

Ｃ●②

□・色

￣

｡

丘窒 Ｌ

轌色 「

￣

￣

￣

霞

｡
０

鐸

ｍＨ

篭

③

§し

￣

Ｃｏｃ

上
=＝弓百三・

Ⅱ、

｡

③

Ｉ量

○・②

●

①ロ肉一

￣

￣

ロ

ロ。。

ｍｎ

ｃｐＣ

夢

Ｐ高

士●p･＝￣

汐戸一。

（二二、ご己』）

ＰＣ②

雷

￣￣

Ｅ二、ごロ』）

煙

黒 nＬ

F弓、

-篭:》

篭甥

己ｑｍ－

□・蜘一

（匡竺、ご句』）－。．

＝直詮

かし，実際に剛illllに使用できる地震計は数に''１１りがあり，また地震計を設置できる場所もしばしば制約を受ける．したがって，Ｆ－Ｋ法を利用した探査法はこのような制限・(lill約のもとでいかに1111想的なアレイの形を作るかが璽妥なポイントとなる．

Fig.３．４(c)の地震計配置は，１０台の地震計を使う場合の最も効率のよい配置法の一つといえる．アレイレスポンスの中心のピークを鋭くするためには，地震計は方位に関して等方的に配置する必要がある．またサイドローブを抑えるためには，地震計の間隔のバリエーションを多くして，槻illllの対象となる波長内で，できるだけ一様にかつ適切に彼の位jⅢ差をil(Ｉ定できるようにしなければならない．

データウィソドウ
観illllされた長周期微動からＦ－Ｋパワースペクトルを計算する場合，まず最初に|M1題になるのはそのデータウィンドウの長さである．長周期の微動はほぼ定常
１１１１１率過経と考えられ，その基本的性質はデータウィンドウの長さによらず一定と考えることができる．しかし現実には記録のクロススペクトルの計算にはＦＦＴを使用するため，データウィンドウの長さが短いとスペクトルの分解能や安定性が悪くなる．この結果批定された位相速度の分散が大きくなってしまう．またデータウィンドウの長さを広げると，どうしても自動車などの人工的なノイズが混入し，やはり解析区間を|=''１１にとれなかったりする．そこで，データウィンドウの長さを経験的に定めることにする．

Fig.３．５にデータウィンドウの長さが２０４８秒と614.4秒の場合のＦ－Ｋパワー
スペクトルの例を示す．これを見るとデータウィンドウが204.8秒と短い場合でも多少ばらつきはあるものの，ピークはほぼ一定の場所に存在し，スペクトルは安定していることがわかる．

解析の際はこの結果を参照し，離水的にはデータウィンドウ長614.4秒，サンプリング間隔0.3秒，サンプル数２０４８t`ｲﾝﾄでＦ－Ｋパワースペクトルを計算した．しかし人工的ノイズが多く，充分なデータ長がとれないときは，サンプリン
グ'111隔を0.2秒もしくは０．１秒とし，データウィンドウの長さを409.6秒もしくは
２０４．８秒とした．
最終的に求めたい位7｜Ⅱ速度は一lnlｲ5分の剛il(11のうちから人工的ノイズを避ける

3９

１１
⑩０口

００

０１

ロ。。

１１

イ

(’ Ⅲ

二'二'二'二
仁

０

ｍ・マ

／

ＥＩＩ９
ｐ
ｍ・可

ロ・守

ｌｌｌ

】Ｏｈ３１
ＯＯｈ３６ｍ

４．０９．６(ｒａｄ／ｋ、）

詞〃

〃

』

～

－－へ

伽Ｉ ＠ llllllll グ〃(ｒａｄ／ｋ、）

、

、ノ

１１

＝」
、 こ～
ハ

O0h30m６１４４sec_ノ－９．６－４．８０．０

４．０９．６

へ
Ⅵ

Ｅ

⑩０ｍ

⑪。、

１１１

ｓ

ｏ８ＳＥ
2048ｓｅｃ
１１１

￣

＝ ～

へ

088
２０４．8sec－９．６－４．８０．０

､

s

、

ﾐ二

｜｜’

ＯＯｈ３３ｍ

－９．６－４．００．０

（ ｌノ

ソ

ピ

￣

⑩。、

Ｉ

４．８９．６(ｒａｄ／ｋ、）（曰エヘロ⑪」）

Ⅱ、

ロ●ロ

（

ｎｓⅡ

⑩●》

〃 雁 MＭ易〃

０⑩●ｍ（Ｅエヘ勺呵」）

,ﾗヴ

｜’

iｉ

Ｚ

、）

⑩。、

ロ。、

-９．６－４００-(’ ilL ソＣ

ＯＯｈ３０ｍ
seｃ
２０

＝ミ

に
Ｙ

ＥＩｌ９
⑩０〉

ロ・》

ｌ １Ｌ 】

露：

ｍ・可

ロ・マ

（臼エヘ⑪⑪」）⑩。、（Ｅエヘゴ⑪」）

ミ
ヘ
ミ
’
；
〉
il i i ポ蔦ｓ｜｜’

４．８９．６(ｒａｄ／ｋ、）Ｆｉｇ．３．５

Ｆ－ＫｐｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒａｌｄｏｎｓｉｔｙｐｌｏｔｓｆｏｒａｔｉｌＩＩｅｗｌｎｄｏｗ

ｏｆ２０４．８

ｓｅｃａｔｔｈｒｅｅｄｉｆｆｅｒｅｌｌｔｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｌＤｔｉｌⅡｅｓａＩｌｄａｔｉｌⅡｅｗｌｌｌｄｏｗｏｆ

６１４．４ｓｅｃ・

Ｔｈｅｄａｔａｗｅｒｅｏｂｔａｌｌｌｅｄｆｏｒａｌ)ｅｌ･ｉｏｄｏｒ

１．２ｓｅｃ．

4０

ように３～４ヶ所のデータを取り出して，各々から求められた位相速度についての平均操作をした．

平滑化ウィソドウの幅
複素コヒーレンシーは２つの記録の複素クロススペクトルを両者のパワースペ
クトルで規格化したものである．この計算の際，クロススペクトルをなんらかの方法で平滑化しておくことが必要である．この平滑化に使うウィンドウが(3.16）式におけるＷｌに相当する．
ＬＡＣＯＳＳｅｔａＬ（1969)やCAPON<1969)はdirectsegmeIlt法を使ってスペクトルの平滑化を行っている．しかしわれわれは計算時''１１節約のためスペクトルをＦＦＴ法で求め，PARZEN型スペクトルウィンドウをかけることによって平滑化を行った．
ウィンドウの幅は狭いとスペクトルの周波数分解能はよくなるが，スペクトルの安定性は悪くなる．逆にウィンドウ幅が広すぎると安定性はよくなるが周波数分解能が悪くなる．Ｆｉｇ．３．６にいろいろなウィンドウlWiiの複素コヒーレンシーから求めたＦ－Ｋパワースペクトルを示す．解析の際は安定性や分解能を考慮し，

２０.△'（△’：クロススペクトルの周波数''１１隔）を平滑化スペクトルウィンド
ウの幅とした．この幅はデータウィンドウの長さが６１Ｍ秒の時は0.003Hzに相当する．

ダソビソグファクター
Ｆ－Ｋパワースペクトルの推定にＭＬＭを使う場合，複素コヒーレンシーの行

列Ｓ<幻の逆行列を求める必要がある，しかしこの行列はしばしば特異，もしくは非常に特異状態に近くなり，Ｆ－Ｋパワースペクトルのllf定に大きな誤差を生じる．この状態を防ぐためには，この行列の対/０要素にわずかな値を加えてやればよい（ASTENalld｝IENSTRlDGE，1984）．すなわちＳ'（｢)＝Ｓ(f)十尺Ｉ(3.21）

ここでＩは単位行列を示し，Ｒはダンピングファクターと呼ばれている．この操作は各地震計の記録に互いに無相関なランダムノイズを)｣Ⅱえることと|司値である．

4１

Ｎ

Ⅱ

￣

。・⑩

Ｃ０ｐ

０１

ロ・ロ

０１

雫扉

瞳

ＥＩＩ９

Ｆ

Ｄ

ロ。⑩

。。⑪

Ｃ０ｍ－

ＣＤ⑩「

='二'三'し二 這 一 麺一 ，
一５△ｆ一
－１６．０－８．０｜で 菱 藍

へ

１０△ｆ
Ｓ

Ｎ

ロ０⑩

ロ０ｍ『ロ。⑩' 三三 ＝= ＩＮＮ
－
－－

－－

-2O△１１
ﾙｸｸIニヨミQＪ－－１６．０－８．００．０

５

／、

￣、

／７

÷会
７

８．０１６．０(ｒａｄ／ｋ、）

ロ・□戸

。。⑩「

二|<K筆Zl- 〉

グ

－－

」≦
ﾐ､

ロ０⑩

鰹 辺麹'''十

一一

Ｍｍ

‘

＝

〕

）》’ ク’
０００１６｡Ｏ(ｒａｄ／ｋ、）－－－－

il l l 川『て陰

宝二 一コ’

魁一一＝ に 一一一一 垂

ii由

二一

ｐｏｐ

ロロロ

”

一

Ｅ』

ＭⅦ

ロ・Ｄ

雲
垂
７ 篭篝雲 篝三妻
二

、

Ｅ

、

（Ｅ坐△、Ｕ呵上）ＣＯ⑩ヨ（臼エ、ＵＵＬ）◆

し ＞一 -ﾐﾐﾐﾐン (1Ｍ隙

－－●･_

Ⅱ

ノ ノ
＝

石

（

雲菱

（

１

〃I＝二Ｊ’(ｒａｄ／ｋ、）

５

参、－１６００－０００００Ｏ

８．０１６００

０．０

義一瘡 三!､、

￣●●｡

銅

藤

Ｖ

ロ・の「

と

．｡』）
，

、ﾐ：

（辰エ、Ｕ⑪」）

ＣＱ⑩←（侭エ、Ｕ⑪Ｌ）

０
韮鍾一団

。

二２

し

_ノ010

’三

Ｅ

）､

､ノ

[）△
4０
△ｆ

'T～Ｌ

－１６．０－８０００００s

８００１６００(ｒａｄ／k、）Ｆｉｇ．３．６Ｆ－１（１）ｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒａｌｄｅｌｌｓｉｌｊｙｐｌｏｔｓｏｆｔｈｅｐｅｒｉｏｄ，１．ｌ４
ｓｅｃｆｏｌ・ｆｏｕｒ（ｌｉｆｆｅｌ･ｅｎｔｂａｌｌ〔ｌｗｉｄｔｈｓｏｆｔｌｌｅｓｐｅｃｔｒａｌｗｉｌｌｄｏｗ．

4２－

Ｆｉｇ．３．７にいろいろなダンピングファクターＲについて求めたＦ－Ｋパワース
ペクトルを示す．ダンピングをｊＩ１１えない，すなわちＲ＝０％の||寺のピークの位置
はＢＦＭの結果とlWらかに異なっている．Ｒを大きくしていくとピークの位置が少しずつずれ，あるところに収束する．しかしあまりＲを大きくし過ぎると，ピークの分解能が悪くなる．本研究の解析では，これらの結果からダンピングファク

ターとしてＲ＝１．０％を採用した．

第５節ＳＡＣ法とＦ－Ｋ法の比較
前節までは，長同IUl微動のデータから表而彼の位相速度を1仏定する有力な２つの方法について述べてきた．両者の方法は地震計アレイを使うという点では一致
するが，その観il('1方法や解析法に違いがある．この節ではこれら２つの方法の特長や，同一地点に通川したとき得られる結果について議論する．
日高(1985)は石狩平野の111111点において，ＳＡＣ法に基づいた位相速度の推定を行い，そのうち９地点の位相速度の分散'''1級を求めている．そこでそのうち北海道大学構内と石狩１１１J生振でＦ－Ｋ法を使った長周期微動観il1lIを実施し，iilij者の結果を比較した．

ＳＡＣ法，Ｆ－Ｋ法両者の剛illllシステムは細部を除いてほぼ|司一である．ただし，Ｆ－Ｋ法の探査の際，観illI可能な周期域を広くするために，地震計の固有周期を５秒から８秒にのばした．具体的な観ilI1lシステムについては第５章のCASIl
1IlSTORYlを参照されたい．

槻ｉｌＩ１ｌに使用した地震計の展|刑図をFig.３．８に示す．（a>は北海道大学横|ﾉﾘでのアレイ配置である．ＳＡＣ法は直径ｲ00mと600mのアレイの２１回|の槻il(11を実施した．
各アレイは４台の地震計で櫛成している．Ｆ－Ｋ松の場合は，最大径で7501Ⅱと1500ｍのアレイで２回の剛il(Ｉを実施し，それぞれ８台の地震計(そのうち１台は不調）
を使った．

（１））は石狩町生振におけるアレイ配置図を示す．ここではＳＡＣ法は４台の地震計を使い，直径400mから1000ｍまでの４種鮒のアレイで観illllを行った．それに対し，Ｆ－Ｋ法は最大径1800ｍと3500ｍの２１i剛lのアレイで槻iWlを行った．
Ｆｉｇ．３．９は北海道大学構内の極々の大きさのアレイで求めた空間自己相関係数

4３

Ⅱ
ロ・Ｎ

ＭＮ

ｐ０Ｃ

((
ろ
ＩＮＩ 樫 二 〃
、 三 芝
～

～一

一

lＩｉｉ 三

笏

Ｃ・】

ｐ０『
、

一二 一三 「 ’hi i（Ｅエ、Ｕ⑪Ｌ）

ロ・Ｎ（Ｅエ、呵呵」）

iｉｌｌｉ

Ⅱ

Ｏ

の~

、

１１９
●

三

ロ
●

ＩＩ

ソ

□■

ＣＯ、

ＣＯ、

ＢＦＭ－

｜へ「 ﾃl-l-l-／-２．０－１０００．０

s１．０２．０騨 鯵 1Mリ 姿 』''''１１１ ｕ 〃 ア

蝋 ！ 》 _l－ｌ－ｌ－
％

１１！

ｏ０ｍ

Ｉｒ

００

ピ

ロ・ロ

ⅢⅡ

ロ、。

ロ
０

０←０

ロ０Ｎ

‐、

s

１１N ～ し 胃 〃 ﾗニ

、己llL》｜’ -l-l-l１．Ｏｃｈ

‐ﾗニ

ｐ・『

加川

。。□

ピトl９
ｐ

｜’

ＣＯ【

、

ＵＯ

←０

ｓ

－１-'一'一
ＩＤＯ２．０(ｒａｄ／ｋ、）認

三三 ﾐﾐﾐ、,Ｉｉｉ i i i 薑 聖 》
N１Ｎ ヨ 〃￣｣|’ 堂 趾 ='二'二'二

Ｅ

％

￣

ロ０Ｎ

ロｏｎ

－２.OｃＬ－-２．０－１．０，．０

１１

”

ｏ０Ｎ

。。『

》’

（区エヘコ⑩」）Ｃｕ、（日聖へ呵呵」）

－－１－

にＪ

〃

ピ

Ｓ（ｒａｄ／ｋ、）

多一

'、

￣

Ⅱ

liil 鬘 薑 聖＞
Ⅱ|（
Ⅱ ｌＯｌ Ⅲlii
Nｋ

-２．０-1.00.0１６０2.0

1.0260(ｒａｄ／k、）

｜髪 ｜、

Ⅲ。〃

Ｎ

ｊｗｉｉ i i 蓼 聖 型

１１

二夢乏

｜曇 一弐
一一

「

ﾂ６

乙彦

ｐ０「

恒‐｝

（臼エヘ勺呵」）■エ、ＵＵＬ）

ｃ爪

’

0１１

000

(ｒａｄ／k、）s

Ⅱiｉｉ、 ！ 1 1 |’ 二'二'二'二-２．０－１００

ＩＤＯ２００－２００－１０００００(ｒａｄ／ｋ、）

￣

／

〃 N(，

￣、

Ⅱ

￣

iＮ

〃 lZ／

一

Ｅ

.＜￣

［。

参

￣

-200－１０００．Ｏ

Ｓ-l-l-l100２００(ｒａｄ／ｋ、）Ｆｉ９．

３．７Ｆ－Ｋｐｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒａｌｄｅｌｌｓｉｔｙｐｌｏｔｓｏｆｔｈｅｐｅｒｉｏｄ，２．０５

ｓｅｃ、

ｏｂｔａｌＩ１ｅｄｆｏｒｄｉｌｐｆｅｒｅｎｔｄａＩⅡｐｉｎｇｆａｃｔｏｒｓ．

－４４

ＳｐｉｓｍｉｃｏｒｍｙＩｏｒＦ･ＫｍｃＩｈｏｄ

WLJJ

Seismicor｢ｏｙｌｏ「ＳＡＣｍｃ lｈｏｄ

ｊＫＫＡｌＣ､〆／・ ・ 。『、 ）。ｍ ．・Ｃｌ‐ ！；，６牝▲ｖ０ Ｉ■・●｜▽

、［

○

●

７

６

ｏ

２

０ｅ３１
●

１－｡〕Tｍ５〕

口気HilT／5丁、ＺＵＩ

i1ill;1脚(ａ）
Ｓｃｉｓｍｉｃｏｌ｢ｏｙｌｏ「Ｆ･ＫＩｎｃｌｈｏｄ
SeisInicu｢royIorSAEmcIhod￣

ＯＹＡＦＵＲＵ熱ダ凶数・〉』裡〆騨〆影ｒ１１６ｉ

●２

ｅム
￣

◇２００ｍ
◆３００ｍ

●６

ＯＪｂＯＯｍ

●５

●５００ｍ

●９

:]Ｓｍ｡Ⅱ｡"･ツ？。１０}､、。］Lqigeqmqy

(ｂ）
1719．
ＳＡＣ

３．８

ａｌｌ。

Al･I･ｆｌＩｌｇｅＩｎｏＩｌｔｓｏｌ，ｓｏｌｓＩⅡｏⅡＩｏｔｏｌ、ａ1.1．ａｙｆｏｌ・ ａｐｐｌｙｌｌｌｇ

Ｆ－Ｉ（Ⅱ]ｅｔｌｌｏ(１，（ａ）ａｔｔｈｏｃａＩＩＩｌ)ｕｓ

Ｕｌｌｉｖｏｌ･ｓｌｔｙ，ａｎｄ(1)）ａｔ，ａｌｌ(ｌ(1)）ａｔＯｙａｆｕｌ｡Ⅱ．Ｌｏｃａｌ〕ｉｏｌｌ
ｏｂｓｅＩ･ｖａｔｉｏｎｓｌｔｅｉｓｓｌｌｏｗｌｌ
ｎｓｌｔｅｉｓｓｌｌｏｗｌｌｊｌｌｆｊｇｕｌ．ｏ〔;．’．

4５

tｈｅ

ｏｆＨｏｋ
Ｈｏｋｋａｉｄｏ
ｏｒｅａｃｌｌ
ｅａｃｌｌ

◎。

。。

＜＝３４６
Ｃ》。□

◎印。。

ロー』

。ＣＯＣ

。二匹

。。。。

１．３｡

【】D－Ｚｕ｡＿」［】

。ｎ－Ｈｐ

、

､gｑ

■

●山。つ

○ｍ・ロ

ＣＤ

□。

一⑤
。□

ＤＣ

］Ｏ＿し】

目＝弓１９１－１
Ｃ申。。

□の。。

Ｃ二匹

□ＣＯ。

Ｃ室エ

ＤＣＯＣ

」、

コローヨロ

ｕｕ四

L】

ｅロー＝

□⑩ＣＤ

□ぬ。□
□つ

Ｆｉｇ．３．９Ｓｐａｔｉａ｡Ｌ

ａｕｔｏｃｏｒｒｅ１ａｔｉｏｎｃｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔｓｆｏｒｄｉｆｆｅｒｅｎｔ

ｄｉａｍｅｔｅｒｓ

ｏｂｔａｉｎｅｄａｔｔｌｌｅｃａｍｐｕｓｏｆＨｏｋｋａｉｄｏ

ａｒｒａｙ

Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ．

３０

ｐの例である．ｐの変化は図のように，おおよそ第１繩０次のベッセル関数型をしている．周波数が高くなると急速にＰの(iiiが小さくなる．
Fig.3.10は同じく北海道大学臓内の小アレイで得られたＦ－Ｋパワースペクト
ルの例である．周期範ｌＩｌＬ２～2.7秒の微動のパワースペクトルのピークは図のよ
うに北西の象眼にある．これよりこの周期範lIHの微動はおもに北西の方|可から到来しているということもHill次的に知ることができる．

以上２つの方法で得られたレイリー波の位相速度の例をFig.3.11とFig.３．１２に示す．それぞれ北海道大学構内と石狩町生振のものである．図で|ﾘ}らかなようにＳＡＣ法とＦ－Ｉ〈法の結果は非常によく一致している．すなわち長周期微動に含まれる表面波（レイリー波）の位相速度は，ＳＡＣ法・Ｆ－Ｋ法どちらの方法を使っても同じ結果を得ることができる．

ＳＡＣ法・Ｆ－Ｋ法の長所ｊ訂ｉ１Ｔ
ＳＡＣ法とＦ－Ｋ法は位相速度のllli定において同じ結果を与えることがわかったが，iilii者の剛il('１法，解析方法にはそれぞれ特長があり，それぞれを整理すると次のようになる．

ＳＡＣ法

長所1．比較的少ない地震計（最低４台）で棚i1(Ｉ可能であるため，野外作業が容易である．

２．相関係数の計算が単純で，データ趾も少ないため，小さな計算機で解析可能である．

３．３成分のアレイ観i11llを実施することにより，ラブ波を水平動から識別し，その位相速度を推定可能である．

短所1．位相速度を周波数の一Illli関数と仮定しているので汁優勢な高次モードが混入していると，分離不可能である．

２．アレイの形が｢']形に限定されるため，探査が(Iill限される場合がある．
３．－つの半径のアレイで求まる位相速度の周1U1iiiijmがＦ－Ｋ法に比べて狭いため，いくつかの半径のアレイで繰り返し観測を要する場合があ

4７

Ｎ

Ｎ

》・ｍ

②・マ

（Ｅ二、ごロ』｝（Ｅ二、ごロ』）●-111 蓬

、こ

￣￣ムーグ

－－－〆〆

ﾐ三二

二'二

￣
の

６Ｊ

ツ

｡◎

-－

￣

、 ＝二 B"
－－－

●

■■■■■

6,0

’’１

｜’’

－２.Ｚ７ｓｅｃ－－１．８６ｓｅｃ－

－０

１１１

s

１１１

Ｘ、２２．４－４．８－２．４０．０(ｒａｄ／ｋ、）

Ⅱ、

。。。

、

￣

￣

ＥＨＱ

フ

一一一
￣

～

擁 髪 三Ｗ／ ￣、、ノ
柵 ＠ 物’、、国ＯｌＥ二、で弓』）

マ・肉

iiii二

(ｒａｄ′ｋ、）

s

四。□

国・マ

（ニエ、で⑤』｝’’ 編Ｌ 磯￣

Ｚ、４４．８

Ｎ

耐

〆毯：
死”易

￣

-

Ｎ

葎

Ｅ

￣

Wｌｌｌ ヨ 〃h￣〆-２．４－１．２０．０

￣

Ⅱ、

いり

鰯 liT i ； '1１

－－

●

￣

1１

’

。。。

Ｍ碗

ＣのＣ
￣

－－

〆ご= －＝ 己、

マ・閂

ｍＣ－

iｉ

ｅ

■■■■■■■■ｃ、

Ⅲ Ⅲ （霧|Ｉ（ し 〃Ｉこ

Ⅲ |<』 Ｉ

pＤ

￣
●

Ｃ

【､

－

-Ｉ－ｌ－

垣。、

②。》

１１１

－１．５フＳｅｃ－－１.ＺＯｓｅｃ－

１１１

１１１－４．８－２．４０．０

ｓＦｉｇ．
Ｆｉｇ．３．１０Ｆ－Ｋ

２．４４．８(ｒａｄ／ｋ、）-９．５－４．８０．０

５

４．８９．５(ｒａｄ／ｋ、）

ｐｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒａｌｄｅｎｓｉｔｙｐｌｏｔｓｆｏｒｄｉｆｆｅｒｅｎｔ

ｐｅｒｉｏｄｓｏｂ亡ａｉｎｅｄ ａｔｔｈｅｃａｍｐｕｓｏｆＨＣｋｋａｉｄｏＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ．

ＨＯＫＫＡ１Ｄ○ＵＮＩＶ．
２

ｏＳＡＣｍｅｔｈｏｄ

＊

」し

●

＊●

●

１

。①“Ｅ》一．ン』一○○一①夛①的⑤｛一旦＊Ｆ－Ｋｍｅｔｈｏｄ

●

引く

貫く

訳

＊

●

０

０

２

１

３

Periodsec

Ｆｉｇ．３．１１

Ｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｏｆ

ｔｎｅｆｕｎｄａｍｅｎｔａユｍｏｄｅｏｆＲａｙｌｅｉｇｈｗａｖｅｓｏｂｔａｉｎｅｄｂｙｔｈｅ

ＳＡＣａｎｄＦ－Ｋｍｅｔｈｏｄｓａｔ

tｈｅｃａｍｐｕｓｏｆ ＨｏｋｋａｉｄｏＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ．

ＯＹＡＦＵＲＵ
２●ＳＡＣｍｅｔｈｏｄ。④切一匡写＊Ｆ－Ｋｍｅｔｈｏｄ『エーー。。｜①ン

＝

１

●

①②ロー」

戯銭*然鑑･瀞Ⅷ＊

＊

●ｉご＊

霧

●

０

０

１

Ｚ

３

Ｐｅｒｉｏｄ｡ｓｅｃ

Ｆｉｇ．３．１２Ｐｈａｓｅ

ｖｅエｏｃｉｔｉｅｓｏｆ、ｔｈｅｆｕｎｄａｍｅｎｔａｌｍｏｄｅｏｆ

Ｒａｙｌｅｉｇｈｗａｖｅｓ

ｏｂｔａｉｎｅｄｂｙｔｈｅＳＡＣａｎｄＦ－Ｋｍｅｔｈｏｄｓａｂｔｈｅ

Ｏｙａ笠ｕｒｕｓｉもｅ、

４

る．

Ｆ－Ｋ法

長所１．地震計の配置に自由度が大きく，観測場所を選ばない．

２，－展開のアレイで，ＳＡＣ法より広い周期範囲の位相速度を推定できる．

３．複数モードの波の分離(lIORIMl985)､および表面波・実体波の分離などが可能である．

短所１．Ｆ－Ｋパワースペクトルの分解能をよくするため，地震計の数が少な
くても７台は必要であり，野外作業が大がかりになる．

２．データ量が多く，それにともない計算量も多くなるため，処理の時間，経費が相対的に大きくなる．

このように両者の方法にはそれぞれ一長一短があり，本研究では場合に応じてこれらを使い分けた．

5１

第４章レイリー波の位相速度に基づく地下構造の推定
前章では，アレイ配置した地震計で観測された長周期微動に含まれるレイリー波の位相速度を周Ⅲ|ごとに求めるいくつかの方法について記述した．この章では求められた位相速度から地下椛造を推定する方法について述べる．

一般に鮒Ｍ１|される微動の上下動成分には，レイリー波の1謝本モードのほかに，
レイリー波の高次モードや実体波が含まれている．しかし本研究で対象としている周期１～５秒のliiilJ1では，一般に実体波を定常的に発生させ得るような大きなエネルギーをもつ微動発生源が広域的に存在するとは考えにくい．また本研究では，軟弱なl((i積層を表層に持つ堆積盆地構造を対象にしており，このような構造ではレイリー波のうちli1j本モードが最も卓越し，高次モードが剛il(Ｉされることは稀である．したがって，本研究の微動アレイ観ｉｌ１１ｌで得られた位相速度の分散,Ⅱ|線
は，レイリー波基本モードのものと考える．

また地下榊造は地震計アレイの下で２次元的に，または３次元的に変化している可能性もあるが，本研究では真の構造と等価な水平多屑柵造を仮定し，それを推定することとする．おそらく，堆積盆地地域ではほぼ滑らかな蛙盤面を持ち，水平多層柵造で近似できないような柵造はほとんどないと考えられる．

ところで，迦附与えられたレイリー波位相速度の分散''１１線からＰ彼，ｓ波速度などの地下臓造パラメータを直接求める方法はない．しかし，付近のボーリングの柱状図などから，ある程度地下構造が予想できる場合，それを初期モデルとして観il('１された位相速度にあうように地下構造パラメータを徐々に修正していくという，いわゆるインバージョンの手法をIflいることにより，地下|Ni造を推定できる．以下にその具体的な解析手法を述べる．

第１節イソバージョソ

水平多層柵造におけるレイリー波の位相速度Ｃは，層の数Ｎおよび各層の厚さ，Ｐ彼．ｓ波速度，密度（ん，ノー1,…N-l；ＶＬ，Vsj，Joj，ノー1,…N）の複雑な非線形関数である．したがって，最適な構造推定パラメータを求めるためには
非線形最小二乗法を川)いる必要がある．非線形最小二乗法には，いくつかのアル5２

ゴリズムが提案されているが，本研究では計算量が少ない割には収束がよく，安定性のよいGAUSS-NEWTON法をⅢいた．

これは，モデルから計算された位相速度を観Ｉ('1値の近傍でテイラー展開し，２次以上の項を省略することにより，各パラメータによる位相速度の1次偏微分係数で剛ｊｌｌＩ値と計算(inの差を線形近似する方法である．すなわち，ノV層構造モデルのｊ番目の周ｊＵｌに対応する位相速度の観ｉＨｌｌ値CiObsと計算I1HCica/の差を，
ｊＣｉ＝ＣｉｏｂＪＧ－Ｃｌｃａｌ

。』

０１血肥

ｃＶ

。ｏ。ｏ

今一月

」Ｖル|‐

ａＣｉ

ＤＣィ

ＪＶｓｊ十一」ｐｊ）
ａＶｓｊ
oｐｊ

十塁型ル，（i＝Ｌ２，…Ｍ (4.1）
ｊ=lａｈｊと表す.ここで小ﾉﾙ･jvsj･｣pj･』んは,現在のﾓﾃﾞﾙに対する各パラ
メータの修正範である．

川佃の周jU1で位}Ⅱ速度が剛il1'１されているとすると，川本の方程式を得ることができるから，合計４Ｎ－１個の各パラメータの修正麺について，この方.陛式を連立して解く．したがって得られている位相速度のIul数Ｍは，未知数の個数４jＶ－
１より大きくなることが必要である．

しかし未知数のＩＩＢ|数が単にこのような制限を満たすだけでは不十分である．位
相速度の得られている周191範lHIが，Ⅳ層までの構造の影響を十分に反映していな

ければ，連立方職式を粘度良〈解くことができない．このような↑''約により，未知数であるパラメータの数を前もって減らすような工夫が必要である．その方法として，層厚ﾉﾉを前もって固定しておく，Ｐ波速度・密度は一般に得られている
ｓ波速度の関数で与えるという条件を実際のモデル修正に川,える．このようにす
ると前式は

5３

』c,=±［(匹ＬＬ)LLliL2j十(旦旦)十(処)１１と]川，
ＯｐｊｄＶｓｊｊ=’肌,ルｄＩＶｓｊａＶｓｊ（／＝１，２，…，Ｍ）（４２）と変形される．したがってここでの地下橘造推定はＭ本の観'('|力幟式から，Ｍ固の独立な未知数であるｓ波速度のモデル修正量」Vsjを最小二乗法的に解くことに帰着される．すなわち，観il('１されたレイリーＩｉ皮の位相速度から直接樅定するのは地下のｓ彼速度柵造になる．

Ｆｉｇ．4.ｌに北海道大学描内で得られた地下構造モデルから計算したＰ波，Ｓ波
速度，密度の変化に関するレイリー波基本モードの位相速度のパータベーションを示す．これらの結果で明らかなようにＳ波速度のパータベーションが最も大き

く，Ｐ波速度や密度の数倍以上ある．したがって，この３秘のパラメータのうち
Ｓ彼速度が分散ｌＵ１線に最も大きく関与しており，求められたｲｶﾞ造においてＳ波速度の比重が大きいといえる．インパージョンの過程において，Ｐ波速度と密度をｓ波速度の関数で与えることも妥当である．

第２節計算手||頂
ここでは具体的な計算方法について述べる．

与えられた水平多層|ﾋﾙ造モデルからレイリー波基本モードの位朴1速度を求める

ためには}IASKELL(1953)の方法を用いた．この方法は計算時'''１が短く，繰り返し計算が多い場合威力を発揮する．また，インバージョンの際必要な各層のＰ波．

S波速度，密度の偏微分係数も同時に計算できる．この方法には短刷り1域において精度が悪いという欠点があるが，本研究の対象とする剛Ul範囲ではほとんど問題がない．

各層のＰ波速度と密度は，ＬＵＤＷＩＧｅｔａＬ（1970)が経験的に求めた岩石の密度とＰ波速度．Ｓ波速度の関係をもとに，Ｓ波速度の関数として与えた．

前述のようにインバージョンにおいてパラメータの修正量を求めるためには，

5イ

ＳＨＡV［Ｖ[LOCliYlI(m/3１

』

③
一一

一一一

Ｅ

●

三(ａ）SWaveVelocity

（８ぐ贋当

ゲー、

一一一一

=1-1~Ｔ－ＴＴＴＵＴ１１１１１ｌｌｌｌｌ

０２４

･△ど

一一一一

一勺・ｌＣ

一一一一

災

ＣＣＣ－

０

０

エトｑ山□

０

Ｚ。（ト『ロにコトにｕｑ０．

，II1lIIIIlIII，’１１，！

0.ｍ

２３４５

I．

ＰＥＲｌＯＯ（3６０１'0同 )）PWaveVelocity

FTTTTTTTn府可~｢｢｢Ｉ」２ＰＥＲノ００''一

十一

０三。｛トベロ匡コトにｕｑ

０ OＵＩ

（（。

で⑩“Ｅ望

↑ iir

'@lｍｍｒｍ

③－
′〆、、
0．１

炎

0 、0１

０ ｡DOI

３４５０

１３Ceノ

２

PＥｎｌＯＤ

３４５（360）

ｖｏｌｏｃｉｔｙｐｅｌｔｕｒｌ)ａｔｌｏｌｌｓｗｌｔｌｌｒｅｓｌ)ｅｃｔｔｏ（ａ）

Ｓ－，（ｂ）Ｐ－ｗａｖｅｖｏｌｏｃｌｔｌ〔〕ｓ，all(’（ｃ）ｄｅｌｌｓｌｔｌｅｓ
ｗａｖｅｖｏｌｏｃｌｔｌｏｓ，(1)）Ｐ

ｌＩｌ

Ｆｉｇ．

４．ｌＰ１ｌａｓｅｓｔｌ､ｕｃｔｕｒｅｎＩｏｄｅｌｏｆｔｈｅⅡｏｋｋａｉｄｏＵＩｌｊｖｅｌ･ｓｉｔｙ
ｌａｙｅｌ･ｓｆｏｌ・ｔｌｌｅｓｔｒｕｃｌＩＩ１)Cl･ｓａｒｅｃｉｌ･ｃｌｅ〔I．
ｃａＩｎｐｕｓ．Ｌａｙｏｌ・ＩｌｕＩⅡｂｅ１．ｓ－５５GAUSS-NEWTON法を用いる．（4.2)式を行列の形で表すと，

ｐ二二Ｇ．１'ｓ(4.3）

ここでＰはＭ佃の位相速度残差からなる列ベクトル，ＧはＭｘＭｍの偏微分係数からなる係数マトリックスル'sはＮ佃のパラメータ修正量からなるからなる列’へベクトルである．このときの最/I､二乗解り/sはニヘ

リ's＝（ＧＴ．Ｇ）‐’・ＧＴ，Ｐ(4.4）

で，与えられる．

しかし，この式における正規方程式行列Ｇ７．Ｇは，しばしば特異か，あるいはそれに近い状態になり，解が不安定になる．そこでオリジナルなGAUSS-NEWTON
法を改良した，マクアード法(MARQUARDl963)を使用する．これは正規方程式行〃且

列の対角要素に付加項を加えて，構造修正パラメータのベクトルＶｓを
祝Ｌ

ＧＴ・Ｐ＝（ＧＩＴ．Ｇ＋スＩ）・リ'ｓ(4.6）

から計算する方法である．Ｉは単位行列，入はｏまたは正の数である．したがってＶＳは／ヘ

リ's＝（Ｇ７｡Ｇ十スＩ）－１．ＧＴ，Ｐ(4.7）

から計算される．スはダンピングファクタと呼ばれ，解が遠く離れ，非線形の影響が大きい場合には大きくし，解が近づくにつれて小さくすれば，安定にかつ早く榊造修正パラメータをを求めることができる．

この逐次計算の過程で，レイリー波の位相速度の観測値と計算値の残差の標準偏差が006km/sより小さくなったとき，解が収束したと判断し計算を打ち切った．

この計算過程では,ﾊﾟﾗﾒｰﾀの数を減らすため,層の数Nと層厚肪を前もって与え，計算の過程では修正しない．そこで最適な層数と層厚を得るために，以5６

下のようのな計算手順を採用した．

（１）観Ｉ１１１１で得られた位相速度から，その周期範囲における最大波長を計算し，その２分の１に相当する深さを推定限界深度とする．

（２）地表から推定限界深度までの間を細分し，層数と各層の層厚を決める．このとき層数は最大でも位相速度を求めた周期点数の半分程度とする．また層厚を浅いところで薄く，深いところで厚くするように適当に分割する．
（３）各層にＳ波速度を与える．表層と最下層については各種岩石のＳ波速度に関する統計資料を参照して与え，その間の層は両者を粗く補間するようにして与える．付近に深層ボーリングやそのほかの物理的なデータがあるときには，それらも参考にする．

（４）このようにして作った地下構造を初期モデルとして，インバージョンを行う．その結果，互いに隣接する層の速度が近い値をとるときには，それらをｌ層にまとめる．また分解能が悪い層に関しては，その上下どちらかの層と同じｓ彼

速度を与えて１つの層にまとめる．以上の操作で新たな楴造モデルを作り，インパージョンを繰り返す．

（５）上述の収束条件を満たしたとき，そのモデルを最終モデルとして採用する．

Fig.４２に十勝平野の８８Ｆ地点におけるインパージョンの例を示す．この場

合は７層構造で近似している．各層のＳ波速度が徐々に変化しながら収束していくようすがわかる．Ｆｉｇ．４．３はＳ波速度の値がほぼ等しくなり，分解能がよくな
い１属目と２層目，３層目と４層目，５層目と６層目をそれぞれ１つの層にまとめ，４層櫛造でインバージョンを行なった例である．４層構造でも非常によく観

i1Ill値を説明できている．このインバージコン例では，最終的な甑i111l値と計算値の残差の標準偏差は0.041km/sであった．

以上のような手法を使用する事により，レイリー波の位相速度から地下のＳ波
速度構造を定量的に推定することができる．

5７

SHAVEVELOCITY［1m/SI

O２４

Ｓ
弓Ｈ卜

１

（三二

已

銭芽

２

エーュ］□

工

３

（、、二里）〆陦閂。。日田ン宙⑬く｝一色男］Ｙ【]〔〕Ｋ２

ＰＥＲエＣＤ（s）△

Ｓ

４

Ｆｉｇ．４．２Ａｎｅｘａｍｐｌｅｏ笠ｉｎｖｅｒｓｉｏｎｐｒｏｃｅｓｓｆｏｒｓｅｖｅｎ－１ａｙｅｒｅｄ
ｍｏｄｅＬＯｐｅｎｃｉｒｃｌｅｓｈｏｗｓｔｌｌｅｏｂｓｅｒｖｅｄｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｙｏｆ
ｆｕｎｄａｍｅｎｔａｌ－ｍｏｄｅＲａｙｌｅｉｇｈｗａｖｅｓ，ａｎｄｅａｃｈｓｏｌｉｄｌｉｎｅｓｈｏｗｓ
ｔｈｅｃａ]Ｌｃｕｌａｔｅｄｄｉｓｐｅｒｓｉｏｎｃｕｒｖｅｉｎｏｎｅｉｔｅｒａｔｉｏｎｐｒｏｃｅｓｓ・
Ｔｎｅｍｏｄｅ]ＬｏぞＳ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｙｓｔｒｕｃｔｕｒｅｆｏｒｅａｃｈｉｔｅｒａｔｉｏｎｉｓ
ｓｎｏｗｎｉｎｔｈｅｒｉｇｈｔｆｉｇｕｒｅ．

８１０６８

２Ｓ

■■■■毎‐ユSHAVEVELOC1TYiM/sｌ

Ｏ２４

Ｓ

已

ｔ召

三
一ﾕ色

￣

▲

○

ユ

２Ｓ

４

』こ］□

工

（②（三〉｜）ン■・閂ＵＣＨ田夛田ぬく一一（一

１

一

Ｓ

ＰＥＲエ０，（s）

Ｆｉｇ．４．３Ａｎｅｘａｍｐｌｅｏ歪ｉｎｖｅｒｓｉｏｎｐｒｏｃｅｓｓｆｏｒ缶ｏｕｒ－１ａｙｅｒｅｄｍｏｄｅＬ

第５章ＣＡＳＥＨｌＳＴＯＲＹＩ十勝平野における探査例
これまで述べてきた方法を川いて，北海道東部の十勝平野において地下のＳ彼
速度構造を推定した例をこの章で示す．

第１節観測地域の概要
十勝平野の地質
十勝平野は，北海道を東西に二分する脊梁１１１脈である日高山脈のすぐ束１１１にある大きな平野である（Fig.５．１）．北部の一部は第四紀の火山灰や溶結凝灰岩に麹われているが，第三紀や第四紀の軟弱な堆積物が平野の大部分の表層を構成している．

平野の西縁は，KII生代の粘板岩・硬質砂岩・輝緑岩からなる日高累層群が露出しており，この1画が速度コントラストの強い基盤岩として，日高山脈から平野の'１]心部に|可かってもぐり込んでいる．

十勝平野では最近温泉開発が盛んで，数多くのボーリングが行われている（岡・他，198ｲ）．その結果から十勝平野の地下は堆積盆地柵造をなしており，第三紀・第四紀の堆稔物が平野の['1心部で厚く'１１１積していると考えられている．しかし，二，三の周辺部のボーリング以外，基樅岩に達したボーリングはなく，堆積層の厚さが2000m以上はあることがわかっているに過ぎない.またごく一部のボーリングで比抵抗の探査が行われたほかは，まったく物理検層探査が実施されておらず，地下の物理的な櫛造は不|ﾘjである．
平野の東部は丘陵地帯となっており，第三紀の堆穣層が露出している．また丘
陵地帯の南部は豊頃丘陵とよばれ，一部に基樅岩に机当する中生界の露１１１が見られている．丘陵の西llllに沿って第四紀の活断層が多く分布しており，これらの断層の確実度は11,活動度はＢ～Ｃである（活IlIi層研究会，1980）．丘陵の東側は数キロメータのlWHで北ilLiから南東に流れる十勝川の氾濫源になっている．
平野の束縁は}当|IIE紀の堆積岩が露{Ⅱしている白糠丘陵で|Ｘ切られている．丘陵と平野の境界はオホーツク海から太平洋にＩＩＩｌびる大きな榊造線になっており，附呂帯と呼ばれている（岡，1986）．

6０

１

ﾉハ ＲＡＮＳＥＡ．。。）〃ＯＫ/<ハノ、０

一℃０００

、

一●

●●。

｜■

；1ﾄﾞﾍﾞｼﾞﾒ逵繊沖

Ａ

850

●●

70/(/ICⅢPLAﾉⅣ

●●

●●

ﾉﾘｒｉ

1..;ニナ:.．

Ｇ●●O●●

．.，パ

O●

００

oＱ００
O●

鴬皇Ｗｌ

ＡＣﾉＦﾉ０二OCEAN二二崎
Ｆｌｇ．

５．１１V1al）ｓｌｌｏｗｉｌｌｇｌｏｃａｔｉｏｌｌｏｆｏｉｇｈｔｅｅｌｌ

ｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｌｌｓｊｔｏｓ

しｈｅＴｏｋａｃｌｌｉｐｌａｌｌルＷＩｌｉｔＧａｌ･〔)ａｉｌｌｔｌｌ(） Ｔｏｋａｃｈｉｌ)ｌａｉｎｉｓ

ｌｌｌＬＩｌｅｃｏｖｃｒｏｄ【･ｏｄｗｉｔｌｌｔｌｌｅＱｕａｔｅＩ･Ｉｌａｒｙｓｅ〔IiInollts．

－６１

十勝平野のブーゲ異常
十勝平野では北海道大学]qM学部をはじめ，北海道立地下資源調査所や|正|土地Hl1

院など，いくつかの機関によって重力のill'|定が行われており，そのiⅢ点数は1000点を越えている．山本･他(1989)はそれらの結果をまとめ,十勝地域の精密なブーゲ異常図を求めた（Fig.５．２）．

それによると日高IlllUliから続く正のプーゲ異常が十勝平野の巾北部に向かって

北東方向に徐々に小さくなり，士幌|ⅡJ付近で－２４mGalまで下がり，負の目玉をなしている．東部には南北に連なるブーゲ異常の急変部があり，その位置は地表
では丘陵地帯に相当している．丘陵南部の埜盤が露11)しているところでは，正のプーゲ異幣の鋭いピークとなっている．
日高'１１脈から続く正のブーゲ異常と東部の急変部に挟まれた地域は，南北に細長い谷状になっている．その幅は，南に行くにつれ狭く深くなりながら，太平洋につながっている．第四紀のiFWi層はその谷の上に南北に分布していることがわ
かる・

第２節観測方法

観測地莨の選定
長周１０|微動観ｉｌ１ＩはFig.5.1に示すように，十勝平野中央部から南部にかけての全18地点で実施された．多くは平野の平坦部であるが，束０１１１の一部は丘陵地帯に入っている．隣接する槻illll地点間の距離は数キロメートルから15km程度である．

棚il(１１は３年間に分け，1985年に４地点，1987年に５地点，1988年に９地点実施した．各観il('１地点の名前は，甑illllを実施したilLi膳の下二桁に，その年の観i１１１１１１個にアルファベットを付けて表している．

ｉb震計の配置
１》i３５．３に８８Ｅ地点での地震計の配置を示す．側ilUには10台の上下動地震計を使い，北海道の開拓llu特有の556,1111隔の碁樅の[|状の道路を利１１)して，正三角形を組み合わせた図のような地震計の配置とした．最も大きい三角形の一辺は約2500ｍ，最小地震計間隔は約370mである．このように地震計を配適すれば，地震

6２

｢１
L｣

４３Ｎ

３１１

ＤＩＩ上
ＩＵ

IＤ

9QMNibﾐﾐ丙TこくFＩＩ

ir〃１９

｢1

ｒｉｌ

11
ヒコ

Ｌ｣

０ケ

4２００１１

３０N

Ｉ
I４ｊＥ

ＭＪ３ＤＥ

２０ＫＮ

Ｆｉｇ．５．２ＢｏｌＩｇｕｅｌ・ａｎｏＩⅡａｌｙⅡIal〕ｉＩｌｔｌ】ｅ’1,()|《ａｃｌｌｌｐｌａｉｌｌｏｌ)ｔａｌＩ〕ｅ(１１〕y
YAlV1AD10TOetal．（１９８９）．ＣｏＩｌｔｏｕｒｉｌＤｔｅｌ・ｖａｌｉｓ２ＩｎＧａｌ．ＤｅｌＤｓｉｔｙ

ｌｓａｓｓｕⅡＩＣ〔ｌｔｏｂｃ２,６７９／CII１３．ＳｏｌｌｄｌｌｌｌｅｓｄｅｌｌｏｔｅＩＩＩａＪｏｌ・ａｃｔｉｖｅ

Ｃｉｌ･ｃｌｅｓａｌ･ｃｏｂｓｅｒｖａｔｉ()ｌｌｓｉｔｅｓｏｆ
ｆａｕｌｔｓ．ｌｏｍｇ－ｐｏｌ･ｉｏｄ
ｌⅡｉｃｒｏｔｌ．ｅⅡｌｏｒｓ．

6３

ノ．、

１
Ｚｋｍ
Ｏ１００
■－－－－－－ヨＵ｢｡.{。--．.

＃学Rjllパ獣
Ｐ“－．－$－．？ハ.’～８へ.．＿

ハ,ぃｌＷＪＥ（1汎而÷‐Ｆｉｇ．５．３AIlal･I･ａｌｌｇｅｌＩＩｏｌｌｔｏｒｓｅｉｓＩｎｉｃａｒｌ､ａｙｅＩｎｐｌｏｙｅｄａｔｓｉｔｅ８８Ｅ．

6４

計の個数が少ない場合でも波数スペクトルの分解能が良くなることは，Ｆ－Ｋ法の理論の部分で述べた．他の多くの地点でもこのような地震計の配置をするように心がけたが，市街地や道路工事が実施されているところでは，その配置の形は
部分的に歪んでいる．また丘陵地帯では必ずしも道路が碁樅状になっていないた
め，今回のように道路を利用した地震計配置にはfIill約を受けることがあった．そのような場合でも，アレイレスポンスをなるべく鋭くするように地震計を配置した．

観測計器
本研究で使う地震計アレイは規樮が大きく，一度に使う地震計数も多いため観Ｉ('１作業がおおがかりになる．もし各地震計の１１)力をＩＩＪ央の１台のレコーダで記録する方式をとると，最低でも８ｋｍのラインを引く必要があり，ｌ地点の観測に２，３日の準備が必要となろう．

本研究では森谷(1986)による改造ラジカセ（増幅器・ＦＭモジュレータ内臓）を記録器として使用し，各地震計独立に記録をとる方式をとった．それぞれの地
震計の観il1'１担当者は自分の槻il11l地点に着いたのち地震計をセットし，観ill'１時間になったら各自のレコーダを作動させ記録をとる．作業開始から終了までの時間は，
１地点につき４５分間の棚i(１１１１$間を含め約２時間である．なおこの記録方式では，一人で数点の観i'''１点を受け持つことも可能である．

各地震計出力を独立に記録するため，その同時性を保つために工夫が必要である．ＪＪＹの刻時信号を利川する方法はあるが，ＪＪＹの受信は雑音等で難しいことが多く，後の処理も大変である．そこで本研究では各記録点にリセット装置付き水晶時計をもたせ，その１１}力信号を同時に記録する方式をとった．各水晶Ⅱ#
計は観illllの前後で親時計を使ってリセット・較正され，粥に誤差を±0.03秒以内に保つことが可能になった．
深さ2000～3000ｍまでの地下構造を反映した表面波の周ⅡＩは数秒にもおよぶ．

この表面波を粘度良〈観i111lするためには，’五|有周」ﾘ1の長い地震計を使)E|ける必要がある．しかし一般に'五|有周Ⅲ|の長い地震計は本体が大きく，挑帯に不便な上，設置も大変難しい．したがって野外での迅速な観illllには長周期地震計の選択が塑要である．本研究では，振動技研社製PELs73型小型長周jUllll1震計を使用した．こ6５

の地震計の固有周期は，比較的広い範囲内で可変であるが，８秒で用いた．地震計の出力は速度出力を使用し，自動''１などの短周lUlノイズによって増幅器が飽ﾄﾞ|Ｉするのを防ぐため，111zのローパスフィルタを通した．

槻i1(Ｉの前には各観Ｉ!(Ⅲ点の使川機器の特性を調べるため，lUl震計を同一地点に設置して同時に記録をとるキャリブレーションを実施した．
Ｆｉｇ．５．４に本ｲﾘﾄ究で使用した剛i1Illシステムのブロックダイヤグラムとその周波数特性を示す．

観測時間
本研究ではアレイを平面波として描切る表而波の位相速度を求める．したがって，アレイ近傍またはアレイ|）]で発生する波動は解析の上でノイズとなる．
棚illIは農作業や工事などの人工的なノイズが少なくなる夕方から深夜にかけて行った．’二1動車のノイズは，ほとんどの場合周期１秒以下の短周期であり，舗装道路であれば，道路から数メートル離してllll震計を設置すれば，乗用車の影響はまったくない．

剛il1llを行なったのはいずれも７月下(1)で，剛iⅡIIMrの天候は概ね良好であったが，一部小雨の時もあった．風は無風～弱風程度であった．観ill'|時間はｌ地点につき45分間で，一晩に２地点ないし３地点のペースで観illIを実施した．
Ｆｉｇ．５．５に８８Ｅ地点で甑illllされた長周jﾘ|微動の波形例を示す．

第３節データ解析およびその結果
データ処理
野外観ill11から持ち帰った各''11震計の記録テープを1本ずつ再生し,デモジュレー
タで復調した．復調された信号は3.5511zのアンチ・エリアス・フィルタをかけた

のちミニコンを使い精度l2bitでＡＩ)変換した．
槻ill1lには各点独立記録方式を採用したため，記録の再LIﾐには１回のiijlilI時''１１（４５分）×地震計の台数（'0台）分の時間がかかる．しかし，再生作業は至って単純であるから，集中記録方式の野外作業と比べると，この方式は極めて能率的
である．

6６

￣

｡

．□○同但ｏロゴ蛸

切得Ｈロロ⑪臼のＰ⑩尻⑪ロｏ円担⑰Ｐ円①⑩ＣＯ①■担い。巳⑰出切甸Ｒｂ割ＣＯ［ロ①⑪ＰｏＱ⑪①幽鄙。、．即【四（Ｎエ）ンＵｚＵ．○山にＬ
￣

●

一○０。

●

｡

●

￣

《:=〕

、●

.｡)AⅣＡ１ｐＯ１ﾖＡヨハUV1ﾖＵ’Ｑ［上ＯＵＩン-－－１

6７

疋山」のエの、のｍＱ
ＬＤ

ｚＱ｛」○ヱコＬｕのヱロユの山堕●つ●●１２Ｓ△Ｓｅ艶vlMMb-vVW-wwWuww-wwVwVww､匂ｗＷｗｖ､Ｗｗ
的～/ＭL偉-Ｖい-'vwwVMvl刮副'しWMwwwvwW-AMv-

Ｗ－１卜wvwvWW~ｗｗ･V--WLJWVwu酬一Hﾍﾊｰ'Ｗｖ､，

ｗＶＷＷＷ１ lWUWMuVWwWwWWwl

ib--

１

１１ＭＭ'WvvWWliA

VWVw（

AjwWvwwVWVWWwWwwvWWIwWWwwpq,ｗｌ

MWVVwWW八ｌＡＶＷ９l/vWWVwwVWwwWnAwQ1

フノWWwvWW1

Ｓ

VVWwvYv-’

SNWwwWA/wWWww-vw-vWWWww､`､八
１０Ｖ篇Ｉ○

jWwwv-J

ユ

２

`Ｓ

４

巳

ＭＩＮＵＴＥ
宮ｉ９．５．５Ｔｒａｃｅｓｏｆｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓｏｂｓｅｒｖｅｄｆｏｒ４００ｓｅｃｏｎｄｓｂｙ
ａｒｒａｙｅｄｓｅｉｓｍｏｍｅｔｅｒａｔｓｉｔｅ８８Ｅ．

Ｓ

各点独立記録方式では，その記録の同時性が大きな'111題となるのは前で述べた通りである.各レコーダは機差によりそのテープ速度が微妙に異なり，またカセッ

トテープの場合，テープの巻き始めと終わりではテープ速度が変化するため，なんらかの補正が必要である．

そこで本研究では，データと，それと同'１＄に記録した水晶時計の信号をサンプ

リングllI1隔２，sで高速Ａｌ)変換する．そして水晶１１編|の分マークを基準に１分'111

を600等分するように適当にリサンプリングを行って,最終的にサンプリング間隔
０１秒のデータにする方法をとった．

位相速度の推定
長周期微動に含まれる表面波の位相速度を求める有力な方法として，ＳＡＣ法とＦ'一Ｋ法の二つの方法があり，それぞれの方法には一長一短があることを前に述べた．十勝平野における地下構造}lIi定ではおもにＦ－Ｋ法を使用した．

Ｆｉｇ．５．６に８８Ｅ地点で求められた周期毎の波数スペクトルの例を示す．波数
スペクトルのピークの位置は，解析した数分間の観測時Ｉｌｌｌ中にアレイを横切る優

勢な表、波の到来方向と位相速度を与える．長同julllllでは波数スペクトルのピー

クははっきりしているが，短周艸|側では各地震計llI]の記録の相関が悪くなったり，
空間的エリアジングが発生するため波数スペクトルは乱れてくる．複数のピーク
が波数スペクトルＩＩＪに存在するときには，最大のものから位相速度を求めたが，同程度のピークがいくつか存在するときにはそれらを平均して位相速度を求めた．
多くの場合，長周期微!]Ｍは東ないし南の方|可から多く到来している．その方向は太平洋の方向とおおよそ一致している．

十勝平野の１８地点で得られたレイリー波の位ｲ'1速度をFig.５．７に示す.各デー
タファイルから計算した位相速度の平均値を白丸で，その標準偏差をエラーバー
で示した．各地点の位相速度は８５Ａ，８７Ａ地点のように周W1ほぼ0.9から1.3
秒の範囲で急に増力Ⅱするもの，８５，や８７、のように広い川０１範囲でほぼ同じ値を示すものなど，バラエティに富んでいるが，各地点ともほぼ滑らかな正分散を示す'''１線上にのっている．また８７１)地点では０９秒から最大５秒までの広い周
波数域で位相速度が求められた．したがって波長にして約700mから最大10km程度までレイリー波が剛ｉｌ(Ｉされたことになる．８８１地点では一部逆分散を示す位相

6９

Ｎ

Ｎ

/〉 へ

、

／

炉、

--

ＥＩＩ￣
￣

し

■■■■■■■■■■■■■

￣ ￣

｜、
「

萱

廷

)/プ 二 ﾐﾐ､、

ｌＭｌﾉﾉﾉﾉﾉｌｌ１ｌｌｉ蚕iilllllll Ｅ
０ MlI Il ，(|(((ＭＩ>1Ｎ ＝ニニーミや三二<mlMiiEil 〃(|((１ 雇二三二二 三Ｗ-t’''１'〔jZlll ’、 鑿 ≦ニミニ 坊7ｦZ参二

'’’１１
￣～

￣

￣＝

￣

￣￣

●
の

、ミ

￣

－

－

~干違

(ｒａｄ／ｋ、）三二〆三二二乙与をＺ 〆ニーー

２.幻４．０-４．０－２．００．０

1．０Ｚ．oｓ

Ⅱ■■■■■■■■■■■■

y-Hl」

／

-

2． 20ｓ￣●凸グセグヘｄＪＪ〃‐

。●ヘ

Ｃ・函

ＣＯ鼬

'１//NIIN，／ Z/／ l/|/11~） １Ｍ
三2:j2/Zｊ Ｚ？ ｌ〃(,'一ブ ﾗ三!=＝ ﾗillI1llllI'、
ﾐﾐﾐlt4ﾐと =とi二二三参’’ミ＝ニーーシ１１-２．０－１．００．０(ｒａｄ／ｋ、）ｓｑ､仏9/； =、 蚊（１１ ハ
、Ｉ Aｒ へ=●１．０２－０-２．０－エー００．０

￣

戸＝

ＥＨｑ
●

鐘 ＝ 二包ﾉﾘＩ ''''１
一、
菫 二二三勢

1．〃lｍ /３

￣

。。鈍

、

ｌｌＩｌ

。。》

Ｉ M１ ''㈹(_ Z/|)|MMM

ｌＩｊ／

。。－

ｗｎ

Ｃ・Ｃ

に仁罎薑藝j＝

２．９ｱｓ－

１１１（Ｅ二、百勺』）

□・肉

○・一
●

3.ア9ｓ
’１Ｉ

Ｎ

’１１

（Ｅ二、で⑤』）

Ｃ・純（ニニ、己。』）｜ＩＩ(ｒａｄ／ｋ、）

ｓ

『つ
０，Ｉ

、

１１／’１

,ｸﾘIlil化!|参'′,ｌｌＭｌ 脳

￣

こ

、

－－

＿」

編

￣

w§菫

竜夛

￣

勤

－－￣

-８．０－４．００．０

ｓ

４．０８．０(ｒａｄ／ｋ、）Ｆ百三ﾗｦﾜ77Ｔ

、

－－－

二７゜｡▲

￣

" ′／ ~ﾌｵ:ﾆﾐﾐﾐ、’

勿戻二二二三二/i/１ 'パー〒〃
盃>'１（」 刀 凸 i￣ (い Ｅ
j'７/戸二ＮⅡ（〃 '川
付 ｨ/Uノ 〈L二二 三参F〈ソノ〆/ﾉﾘＩ 〃
I//と (I><二;／ﾘﾉ， Ⅲ 《 ﾃﾞﾃﾐＩ ﾐﾐﾆﾌﾞｸﾞうノ 〃 (（／ (L;ﾆﾆﾐ熱 ﾐﾐﾆ 参二二二多 １%/ノ
ＴｌｌＳミ ＝ ==ﾐﾐ下二／ ｜、 、（
－－、

～￣

／

〆=、

～ 〆

ノ

'

〆

／

■￣’

-－

ノ

-８－０－４．００．０

ｓＦｉｇ．５．６Ｆ－Ｋｐｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒａｌｄｅｎｓｉｔｙｐｌｏｒｓｏｂｔａｉｎｅｄａｔｓｉｔｅ
８８Ｅぞｏｒｄｉｆｆｅｒｅｎ七ｐｅｒｉｏｄｓ．

＜WS三雲
|ノ 了

二〆

プ

。。②

３．０s．ｏ

鐸認

。。》

、

、

ｗ（

Ｊ１

。。②

。。②

L-L｣--Ｌ□_L－ＬＬＵ(ｒａｄ／ｋ、）

（

~-ﾐﾆ《

’八１１
し

￣
￣

５

￣

□。。

夛〆’

Ｃロ》

。●向

３

-６．０－３．００．０

～

。。》

叩門

Ｃロロ

ノ

－－、

〆

－－

一一

0.68ｋｍ/３
戸」

ＭＨ

Ｃ●Ｃ

￣
－－

。。『

、

六ヘ
0.6乃飼/３)1１ |崖 蕊 N，
１１１１１'=FiﾗＩ 1１１ １１１１ ｉＩｌ
１（二－しＪ二、 ／， ’１'/aＭ ； 酸《i<(〈 参 三､、 三難 可、ミー菫 菫二三ソＩ/、 ５９ｓ
’１１

□。②

亀と）

￣

１１

（屋二、己宅」）

’’１

。・②

Ｃ』、

（二二、で⑤』）。。Ｐ（ニニ、で⑤』）

/、８０３

夢＝-１

４．０８．０(ｒａｄ／ｋ、）月

１

３｛、、Ｅご津一○三二岩ミミ'１

０

ＰＥＲＩＯＤ（ｓノ

２３

ＰＥＲＩＯＤ（ｓ

-

４

０

４

･

ノ

ｌ

（。｛ぐこ｝淳一・己豈］ぬ三二

～］
￣

０

ＰＥＲＩＯＤ〔ｓノＴＤＫＡＣ川ＢＳＣ

澆議蕊型
２

３

ＰＥＲＪＯＤ（ｓノＦｉｇ．５．７Ｏｂｓｅｒｖｅｄｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｏｆｔｈｅｆｕｎｄａｍｅｎｔａｌ－ｍｏｄｅ

ＲａｙｌｅｉｇｈｗａｖｅｓａｔｅｉｇｈｔｅｅｎｓｉｔｅｓｉｎｔｈｅＴｏｋａｃｈｉｂａｓｉｎ・
Ｃｉｒｃｌｅｓａｎｄｖｅｒｔｉｃａｌｂａｒｓｄｅｎｏｔｅｔｈｅｍｅａｎｓａｎｄｔｈｅｓｔａｎｄａｒｄ
ｄｅｖｉａｔｉｏｎｓ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ．

７

ム

■

ＴＤＫＡＣ川ＢアＣ｡⑤〒‘浮弓do域

e霞

￣

｡

ノ

０

０

２３

ＰＥＲＩＯＤ（ｓiごＩ

３「ぐ二｝淳一』ミニ］ニーーミ

ＴＣＬ

…薑

７

３｛ぐ二一津ごミニ］ミ三

ＴＣＫＡＣ月１ｓアム

ユ

５

２３4

５

２３

ＰＥＲＩ、、（ｓ

ノ

;Ｉ

２３

ＰＥＲＩＯＤ（ｓ

エ

ノ

ＦｊＬｇ

５

ＰＥＲＩＯＤ（ｓノ

５．７（ｃｏｎｔｉｎｕｅｄ）

￣

●

斗
ｗ

』〕

（の）

ー『ｏ－

－ｏトー

Ｊ

ロロ｛匡山旦Ⅳ

ＦＣｍｍ｛エロ『】ロト

ｏト
『Ｏト

「閉Ｉ
田

ロローにｕｑ

●

町

一一

Ｏ

１

(ＤＩＧ/uﾉﾘﾉ Xiﾉ001ﾖﾉIヨｓｖｌ１ｄ

への）

、
～

（ｂのゴロ拭いｐｏＵ）ト。、．⑰同色

の
－－

、

、

⑭(`/,Mｸﾞﾉﾉli1OO7ﾖﾉIヨＳＷｌＪ。

い－

（の）

ロロ一匹山ｑ□ロー虻山旦(｡(`/Mﾉｲ）Ｘｉﾉ007ﾖﾉ}ヨGWldo

-７３

０
心《

ＣＯ

0，

ゴ

《UD

ー､

しり
唱一

p
･
トー可

ＤＥ

、

、オ

山口、一エロゴヱロト

ｏｏｏｏｏ仏Ⅵ０

矧‐ｐｐｍ｛工○ゴヱロト
－ｏＩ

Ｉｑ

ｑ

魁。
ｏＩ

ｏ
ｏ

亀
□い
、オ

ーベ

Ｕｐ
～_

い）

ロ

、

ロ
ト国司

ＤＥ

ｌＬＩ
ｑ

（ロ①ゴロＨ似ｐｏｏ）ト。、．⑪【」

(ﾛ］

[、Ｉ

ーヘ

ロローに山ｑｗｌｕｑ￣⑭（G/ｕＷ） Xil007ﾖﾉＩＪｓｗｌｄ

０－－０
｡

Ｏｌ
ｏ
ＩＯｌ

ＩＯＩ

⑥

ロロ一匹山ｑ同

Ｌｍｍ『エロゴ】ロト￣－

叩/ｕ１イノX1I1007ﾖﾊﾖSVlId。

ｌｉｌ３

ｍ

〔Ｖ

ｂ－

●

い）

ＣＯ
レー

斗一へ

1０

⑩(G/側イノXll1007ﾖﾉlヨsWldロ＋～、(６/ｌＵイ） 肋007ヨハヨsWld

7４

ヰー

ＴＤＫＡＣ川Ｓ８月
２３

ＰＥＲノ０，〔ｓ

4

ノ

￣

。

ｌ‐ｌ「‐‐‐Ｉ

３（ぐ三一津ごミ豈］②ニュ、。－球ぎぎ夢伊１

３（ぐこ一｝津ご己豈器二＆‐団

ＴＤＫＡＣ川ＳＢＩ
Ｔ－〒･ii曼壺室

籔盟｡｡・・鋲

、

２３

ＰＥＲＩ、、（ｓＦｉｇｒ、５．７（ｃｏｎｔｉｎｕｅｄ）

４

ノ

￣

｡

速度が求まっている．この解釈については，後に述べる．

地下構造の推定
以上のようにして求まった長周ル|微動の位１ｔ[|速度をレイリー波基本モードのものと考え，インバース法を適用して地下のＳ波速度構造を推定した．Ｆｉｇ．５．８に各地点で得られた最終モデルのＳ波速度･深度'''１線を，またTable5.1に各層のＳ
波速度，Ｐ波速度，密度，層厚を示す．各地点とも２～５層柿造で近似した．位
相速度を観i1l''できたレイリー波の最大波長の２分の１の深さは，その位相速度の分散''１１線から|化定できる深度限界と考え，その深さまでのｓ彼速度椛造を実線で示してある．しかしこの深度推定限界は明確な理論があるわけではなく，実際にはその地点の速度構造にも依存するものであるから，あくまでも経験的な一つの目安である．
また十勝平野西部の多くの観illIlllll点ではＳ波速度が2.8km/sの層の下に3.2km/ｓの層を仮定した．しかし２８km/sの1画の厚さが数百メートル以上変化しても,棚illll
された周期範|H1のレイリー波の分散'''1線にはほとんど影響を与えない．これはこの２層の境界面の深さはレイリー波の位相速度から有意に求めることができないことを意味する．最終モデルにおけるこの２個の境界而の深さは次の節で述べる
重力探査のプーゲ異常のデータから決めたものである．
十勝平野においてはＳ波速度が2.8km/sおよび3.2km/sの層を基樅岩と考え，その深さは最も浅い８７Ａで120m，最も深い８５１)，８７１)で2600ｍと推定した．
最終柵造モデルから計算したレイリー波基本モードの分散曲線と，観測された

位相速度の比較をFig.５．９に示す．インパージョンによって得られた地下椛造モ
デルは観測値を非常によく説|ﾘ｝しているといえる．

８８１地点においては逆分散を示す位相速度の観Ｉ川仙が得られた．このような大きな逆分散を説明するためには，地下に非粥にコントラストの大きい低速度層を考えなければならない．しかし，このような大きい低速度層は周囲の観llll点の結果や堆積盆地の成因から考えて現実的ではない．そこで周期1.2秒から2.2秒の間にある分散''１１線の持ち上がりは，高次モードの影響を受けていると考え，その部分を無視してインパージョンを行った．その結果厚さ250mの表層の下にＳ彼速度で１．２km/sの層が1.6ｋｍも続く|Ｎｉ造を得た．

7６

Ⅲ<AClll85A

T0MClllI5B

ＳＨＡV［Ｖ[11)011ＹⅡ(N/ｓｌＳＨＡＶ［Ｖ[LOOl11IlIm/SＩ

Ｏ２４０２４

10KAClll85C
ＳＨＡV［Ｖ[LOOllYllIn/SＩ

Ｏ２４

ゲー、

Ｅ
－ｇ

２
３

エトｑ山□

２

３

４

４

２

４

TOMClⅡＩ７Ｂ

iOMClll8ﾉﾊ

101<AC'''850

ＳＨＡV［Ｖ[LOCl1Y（|(､/ｓｌＳＮＡＶ［Ｖ[LOOl1YlIm/sｌ

Ｏ２４０２４

ＳＨＡV［Ｖ[LOOl1YⅡ(,w/SI

O２４

へ

Ｅ
－ｚ

２

２

３

エトＱ山□

２

３

３

４

４

４

ｖｅｌｏｃｉｔｙｓｔｒｕｃｔｕｒｏｓｏｂｔａｌｌｌｏ(１ａｔ ｌ８ｓｉｔｅｓｉｎ
Ｆｉｇ．５．８Ｓ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｙｓＬｒｕｃｔｕｒｏｓｏＩ)ｔａｌｌｌｏ(ＩａｔｔｈｅＴｏｋａｃｈｉｂａｓｌｌｌ、’1､ｈｅｄａｓｌｌｅｄｂｏｌｌｌｌ(Ial･ｙｂｏｔｗｏｅｌｌ

２．８ａｎｄ３．２

ｋｌＩｌ／ｓｌｌ〕ｅａｃｈｆｌｇｕｒｅｌｓａｓｓｉｇｎＧｄｓｏａｓｔｏｅｘｐｌａｉｎ

ｔｈｅｏｂｓｅｌ･ｖｅｄ

ＢｏｌｌｇｕｏｒａｎｏⅡｌａｌｌｏｓａｒｏｕｎｄｔｈｏｓｉｔｏ．
－７７

｢OMC'''87［

１０K/ＩＣ|ⅡI/O

T0KAClll8/Ｃ

SHAV［Ｖ[l0Clm「’１１０/５１

０２４

２

２

３

ＳNAV［Ｖ[LOCl1Yllm/SI

O２４

２

ＳＨＡV［Ｖ[LOOl1Y（Ｍ/SＩ

Ｏ２４

３

３

４

４

４

一､

Ｅ
_＝

エトロ山□

１０MCHl88C

101<AClllMB

101<AOIⅡ88Ａ

SHAV［Ｖ[LOOl1YllN/５１

０２４

０２４

０２４

２

２

３

SVAV［Ｖ[LOCllYll;1W/5１

２

ＳNAV［Ｖ[lOOl1YⅡ(Ⅱ,/６１

３

３

４

４

４

￣

Ｅ
－▲９

エ岸旦山□

Ｆｉｇ．５．８（ｃｏｎｔｉｎｕｅｄ）－７８

｢01<AC|Ⅱ88「
ＳＨＡV［Ｖ[lOCliYllm/3１

Ｏ２４

０２４

０２４

２

２

３

T0KACllI88［
ＳＨＡV［Ｖ[LOOlIYllm/5１

２｢01</ＩＣ'''880
ＳNAV［VUOOllY（l:N/Sｌ

３

３

４

４

４

～

Ｅ
－=

エトｑ山口

SlIAV［Ｖ[lOOliYU(,,,/５１

iOMClll881

101<AC'''8811

T0MCllll80
０２４

S11AV［VHOCl1Y（|(,､/5１

ＳＨＡV［Ｖ[lOClIYUm/SＩ

０２４

Ｏ２４

２

２

３

３

４

４

グー、

Ｅ
－ｇ

エトＱ山□

Ｆｉｇ．５．８（ｃｏｌｌｔｉｌｌｕｅｄ）

7９

Ｔａｂｌｅ５．１ＦｉｌｌａｌｌⅡｏｄｅｌｓｏｂｔａｉｌｌｅｄａｔｌ８ｓｉｔｅｓｉｌｌｂａｓｉｎ．

1、ＯＫＡＣｌ１１８５Ａ

lAY1ll（１Ⅱ()KNS(kⅢ）ＶＳ（k､/s）ＶＩＤ（kI11/s）Ｐ（H/c、:;）
０．１８

０．１６

３．２０

２

１．３７

１．８７

５，５６

２．６２

ＴＯＩ《八（：ｌ［Ｉ８５１１

MY1;１１１１ICX)1Ｓ(k､）Ｖｓ（kⅢ/s）ＶＩ）（}iIⅡ/s）/〕（g/cm3）
０．

６３

，

と●

００

１．

０

１．１５

２．

８０

`１．

８８

D

５

３．

２０

５，

５６

ｌ』．

６

､1．０１（AＣｌｌ

DH。Ｃ⑰⑩ワ』勺』

２３

０．‘１５

５Ｃ

1AYlll1111CMS(kIN）ＶＳ（kⅢ/s）Ｖ｜）（knl/s）ｐ（g/clll]）
０．

７５

０．

０７

１．

００

１．

３７

０．

８０

２．

１１０

３．

２０

８４
３６

８２
８８
５６

■●●●■

`1４

０１ワ】⑩鐸〈ソ》？』

０．

□●■●●

２５

０Ⅱ■ハクア】、〃』０佃如、一○ｍ〉

２３４５

0．

８６

０７
１６

５２
６２

1,01《AＣＩｌｌ－８－５－Ｉｌ

lAY|;'１１１ICK11S(k､）Ｖｓ（kIn/s）ＶＩ）（kI1I/S）/〕（H/CIT，）

３．

２０

8０－

０□Ｄ０

８０

Ｉ０－ソ】９』９』

`１２

２．

８８６

１．

００

１．

８３５

０３

２．

００ＣＤ

７２

５７

⑩〃凸、〃』０扣刊【恥⑭

２３４

0．

0．

０７
２０
５２
０２

tｈｅ

ＴｏｋａｃｈｉＴａｂｌｅ５．１（ｃｏｎｔｉｌ】ｕｅｄ）`ｒＯＫＡＣｌｌｌｌＩ７八LAYll1l111CKNS(knI〉Ｖｓ（k､/s）Ｖｌ）（kIu/s）〃（g/cm3）
ワ〕⑪』

０．１２

0．

３５

１．

７４

１．

０．３０

２．

８０

，１．

８８

２．

５２

３．

２０

５．

５０

<）

６２

８１

,「ＯＫＡＣ１１１８７１１

LIW1;R111CK11S(kln）Ｖｓ（k､/s）ＶI〕（k､/5）ノ)〈g/CII､）
１．

７，１

８０

，

１９

］、

５０

(1．

００

２．

８０

４．

８８

３．

２０

５．

５６

．￣■

８０２５６

３５

0．

●●■０▽

１．

0.

・Ｉヘア閂一ワ】リ』小｜〃】

０．

２２２

２３川５

０．

７８５０

0．

？

▲ご

り）
Ｏ己

２

.「０１〈ハ（〕１１１fｌ７Ｃ

MYI1lllll〔)XⅡＳ(kIn）Ｖｓ（kⅢ/s）Ｖ［〕（km/s）ノ)（8/c､升）

２０

１２

８８
５０

●■●●

７３
８０

０１１０⑦】？】

１．

００

８０

■●ＤＤ

３３

５０

Ｇ■Ⅱ５（Ｔ／』○日皿。一口呪、｝

０．

●●●の

３０

ハⅢ〉ハⅡ〉ｎ〃』夘巡、）

２３Ｉ

Ｉ

0．

８８

９８
５２
０２

１，０１〈ＡＣⅡｌＨ７１）|`,ＷｌＩｌl111CKNS(１１m）Ｖｓ（kIil/s）Ｖl）（kln/s）Ｐ（8/cnl2;）
１５

１．

０７

３０

１．

７１

０．

５０

２．

８０

３．

２０

－８１

`1３
３３

８８
５６

●●

９】３Ⅲ。５

［、
1．

８０

▽●◆

`１０

０１ゾ】一ワ』リ】⑪｜”】

0．

●●●ザ０

１５

一日■■〈咀欠】沁姐（⑰’坦夘。【」、叩

０．

８３
０１）
２３
５２
０２

Ｔａｂｌｅ５．１（ｃｏｎｔｉｎｕｅ（１）`ｒｏＫＡＣＩＩｌ８７１；

LAYlllllllCK11S(k､）Ｖｓ（km/s）ＶI)（kIn/s）ｐ（g/cIl3）

２０

Ｇ●●●■

８０

｜■■巳一の〃』一ｍ夕】ハーグ』ハク』

４０

０３５８６

０．

`１０

８２８８５

００

８６

●００００

１．

`１０

｜■■Ⅲ一ｍ／』血一〃』。■犯。｛出叩｝

０．

●●●●●

２２

６８

ハ叩叩小叩〉●ⅡⅡ、〃ロ⑪処⑭

２３４５

０．

８３
０２

１９

５２
６２

ＴＯＩ《ＡＣＩｌｌｌｌ８Ａ

LAYlI11111CK)ｌＳ(1ｍ）Ｖｓ（kⅢ/s）Ｖｌ）（k､/s）/)（g/c､]）

５６

３７２２２

２０

２０
８８

８９４５６

８０

ＣＯ●■●

３５

８０

■■■■。■Ⅱ■（咀〆】〈屯〃】（咀究】

７２

●●●●ｐ

４０

●曰■■（叩夕』０勾叩。。■岨ローユ几唖

●●●●●八ｍ〉〈Ⅱｗ一ｍ夕』、夕』⑪几〉

１．
０．

３０８

２３４５

０．

５５００

0．

８１１

1,0ＫＡ

|,/WlillTllCXNS(k､）ＶＳ（k､/s）ＶＩ〕（k､/s）〃（g/cｍ孔）

８０

２０

２６
７６
８８
５６

●●●●■

３３

８０

■■■己一⑰シ』ハーグ】⑪｜〆』〈ノー

８０

●●●●●

`10

■ⅡⅡ｜ハク』一心〆］０》叩、ＦｍＵ

■●●００

１．

ハ叩叩〉〈叩叩〉・■Ⅱ■（宅〃】の召四）

１．

５０２

０．

５５００

１２３４５

0．

８３
０４

１７
５２

６２

ＴＯＩ《ＡＣｌｌｌ８８Ｃ

lハYliR111CKNS(k､）Ｖｓ（k､/s）ＶＩ〕（k､/s）ｐ（g/c､:$）

２０

82-

００

８８

５６

３

２２２

８０

０４

ＣＯ●●■

００

５０

８９２５６

０．

５７

８０

０■□■■■■へ｜〃】ハャン】〈、シ】

９４

●●ＣＤロ

０．

`１０

ロⅡ８曰１１の虹』４扣卯０［●【し

０．

●●●●●

１６
１０

小⑪叩ｎⅢ〉■１０ハシ』ハベーリ

１２３１５

0．

Ｔａｂｌｅ５．１（ｃｏｎｔｉｎｕｅｄ）

ＴＯＫＡＣ１１１ＢＨＩ）

lAYl;R111CK1IS(k､）Ｖｓ（knl/s）Ｖ[〕（k､/s）ＩＣ)（g/cn3）
１．

０４

１．

03

０．

７０

｜、

５０

３．

２０

８０
４１

１３
５６

●●●●

ｲ10

□■■ユ（》シ』ハグテーーハタ』

０．

●■●●

１６

●■ロユ〈）友】ｎⅥ『）一皿【雫〉

１２３４

０．

８３
０８
２５
０２

''’０１《ＡＣ１１１８１１１：

MYlIlllllCKNS(knI）Ｖｓ〈k｢I/s）ＶＩ〕（k､/s）/)（g/cn刀）
１９
５６

●●□

３０

１５ハノ』ｏ』

３．

●■■

０．

■Ⅱ■且《砠欠】戸於聿〉

１．００

１１１
１１１

0．

４８２

１２３

0．１５

８３

０１
６２

ＯＫＡＣｌｌｌハＲＦ

１.AYlill11ICK11S(lilⅡ〉Ｖ＄（kl1/s）ＶＩＤ (kIn/s）
６８

１．

２３

１．

５０

３．

２０

０□００

0．

，ヶ凸ハク』⑪呵辿（恥一〉

４７８

０．

１１１

２３４

「

０．

１１１

0．

J)（R/cⅢ:{）

0６

１．９５

６１

２．１'１

００

２．２２

５６

２．６２

'1、ＯＫＡＣｌＩＩＲＲ（；

1,AY111l111CK1hlS(lin）Ｖｓ（k､/s）ＶＩ)（km/s）〃（E/cm:'）

-８３－

１．

０５

１．

５６

２．

３５２

２０

８０

８９６

６７

００●

`ＩＤ

■ⅡⅡ小｝〃』（恥⑭

●●Ｄ

２３

０．３（）

ｍｍｖ（、、〉、咀一⑫(）．］３

'ral〕ｌＧ５．１（ｃｏｎｔｉｎｕｅ(1)1．（）ＫハＣＩｌＩｌｌＨ１１

LIW1;IllllCKNS(Iill）Ｖｓ（km/s）Ｖl)（Rn/s〉〃（11/cm3）●●ＣＱ■Ⅱ０⑪夕】ｊ口、○一●恥⑫

３．

Ｉ１１－

２．

１１ｌｊ

１．

５４８２

１．

0．

０００

２３４

０．

２２４

0．

８１）

１．８８

８５

２．１９

３８

２．５２

５６

２．６２

１，０１《ハ（：ＩＩＩｌｌＢ

LAY1il（111(汁【ＮＳ(k､）Ｖｓ（kln/s）ＶＩ）（km/s〉ノ〕（g/Cl､刃）

－Ｍ

７８８６

２０

０●００

１．

２０

８０

９５８５

５５

００

６０

口ⅡⅡ⑱〃】０蛆。（恥⑭

１．

□●●０

２５

如叩叩●ⅡⅡｎ戸し⑪ベリ

１２３４

０．

１．９２
２．１３

２．５２
２．６２

３（ぐ三」津壱三］二］喝ニュ
７●ｌ３（ぐ三一津一○三二場二」ＰＥＲノ００〔ｓ

４

５

（Ｕ

（Ｕ

２３

２３

４

｡

２３４

、

ＰＥＲＩＯＤ〔ｓ

ノ

￣

ノ

』印

３｛ぐ三』淳一□ミニ］ミーーミ｛ぐこ」淳一・ミニ］ミーーュ

２３４

ＰＥＲＩＯＤ〔ｓノ

Ｉ

ロー

牟皀縄

５

ＰＥＲｊＯＤ（ｓノＦｉｇ．

５．９Ｔｈｅｏｒｅｔｉｃａｌｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｏｆｔｈｅｆｕｎｄａｍｅｎｔａユー、ｏｄｅＲａｙｌｅｉｇｈｗａｖｅｓ，ｃａ１ｃｕｌａｔｅｄｆｏｒｔｈｅｍｏｄｅｌｓｓｈｏｗｎｉｎｆｊＬｇｕｒｅ

５．８．

'○

対
一へ

ｏ、凪、｛工。『】ロト

し～

・薇

い）
←－

IＤ

対
－へ

い）

の

の

ロロ｛匡山ｑ

⑬
碗
､Ｉ

、）
ｍ

の）ロロ｝に山ｑｍ

ロロ一匹ｕｑｍ

Ｃｆ、｛工。『】ロトｗ●（Ｃ①。ｐ『料ロ。。）の。、。⑪『』￣へロロ｝に山ｑ

一へ

ヤ

Ｏ～の１６/側イノ肋007ﾖﾉlヨ９１//ＩＪ、

八゜(G/山ｲﾉｽﾞ11007ﾖﾉ1ヨsＶｌ１ｄ。

￣

斗

●

、

の(`/UイノXi1007ﾖﾉＩヨ９１/１１J。

９１９

q、

、

l⑰

8６

、

（い）

､Ｉ

（。①ゴロ曰倶ｐｏｏ）の・の。⑪Ｈ円
ロロ｛にｕ、□ロー唾ｕｑ
CＶ

￣

Y（

●

島

斗

（町）

⑭

ロロ』正ｕ、

ロローに山旦Ｎ￣､ｲs/'０ｲﾉXil007ﾖﾉlヨｓｗｌｄ

l、

、

」
「

『ロ、｛工○『】ロト

Ｕ－の(s/Ⅲﾘ）Xi1007ﾖﾉ1ヨ８V/ｌｄ□8７山旺ロ｝エロ『】ロト

Ｓ－

町〕

ゴ
￣､

ロ）
デー

('7s/Mjｲﾉﾉul007ﾖﾉＩ ヨ3V/１．

OrD

計

勺

ロローにＵｑ山￣､

ロロ一匹山ｑ

口

ー、

□、

、

（□の。ｐＨいｐｏＯ）の。、．即Ｈ」

い）

ゴ

（の）

呵

リ

ロロ｝ｍｕｑ呵」ぬ、｛エロゴ筵ロト□ロー止山ｑⅣ（｡(`/1Uｲﾉﾉul007J/lJSYﾉﾉｄｏ
Ｐ－

⑩）

ｍ
<ト

1，

(つ(`/ｕｌﾘﾉﾉ111007J/1ヨSＷ１ｄｏ

ヶ～(’(`/Ｍ１ﾘﾉｽﾞ111007Ｊ/Iヨ9V１１．．

8８

[」

エロ、｛エロ『茎ロト（つ①ロロ【似ロ○○）の。ｐ・切同四

Ｕ〕

一、

￣－

ロ
ロ

ｑ

ｌＬｌ

ＤＥ

ーーコ

｡

斗

[▽］

《、Ｉ

ロロ『にｕ、.、､(`/'uｹﾞﾉﾉiliOO7J'１ヨ９Vﾉﾉ。。

－８９

このような構造で実際に高次モードの影響が出るかを調べるため，高次モードの位相速度を計算したのがFig.５．１０である．これを見ると位相速度の持ち上がる部分でレイリー波基本モードと第１高次モードの分散''11線が接近することがわかる．またそれぞれのモードの周期ごとのパワーをFig.５．１１に示す．１．２秒から1.8

秒にかけ第１高次モードのパワーが基本モードのそれより大きくなる．このことから，観il1ll値に現われた位ｲ１１速度の持ち上がりは高次モードの混入によるものと結論づけてよいことがわかる．

Ｆ－Ｋ法はその原理のところで示したように，基本0<]には複数モードの波の分離が可能である．しかし８８１地点では基本モードと第１高次モードの識別ができなかった．これは波数スペクトルの計算には最尤法を使いパワーの強い波数を強調しているため，一方の波のパワーが瞼いとその波数のみが強調され，他方の波のピークが相対的に現れにくくなるためと考えられる．
なおこの高次モードの波の位相速度も地下Mli造の飯要な情報を持っているはずであるから，これらを生かした構造ＩＩｋ定も孟要であることは言うまでもない．
次に十勝平野をほぼ東西に楢切る４本のil(Ｉ線と南南西一北北東に横切るｉｌ１Ｉ線における地下構造断面図を示す．Ｆｉｇ．5.12(a)は帯広Tlj街を東西に横切るiI111線のＳ
彼速度構造断面図である．長周期微１１功から得られた各観iⅢ|地点のＳ波速度を牲状

図として表した．なお図の縦織比は５：ｌで，深さ方|可が強調されている．２．８および３．２km/sのＳ波速度を持つ基樅岩が平野の西側から中心部に向かって潜り込んでおり，これはI:''4h代の日高層群に相当すると考えられる．この層は帯広の市街地に相当する８７Ｅ地点で深さ2000ｍ程度と推定される．８７Ｅの束ＯＩＩは活断層帯を挟んで重力異常の急変部に相当しており，その付近にある８８Ｇ地点では８７Ｅ地点と比べ雑盤が16001,も上昇している．

ｂ－ｂ，illll線の断iii図からもaillll線と同様に基盤岩が西から潜り込むことがわ

かる．しかし東部は基盤の上昇がaillll線ほど大きくない．ブーゲ異常図を見ると南北に連なる急変部が８８Ｅ付近で－部乱れ，東西の異常の差が滑らかになっており，定性的ではあるが,微動から得られた結果と符合する．またｓ波速度が1.2～Ｌ５ｋｍ/sの層が[１１央部で厚く堆積している．

ｃ－ｃ,il(||線の断i､図は四から潜り込んだ於樅が８７１)地点で深さ2600ｍになった後上昇し，８８Ｃ地点で1200ｍ，そして束縁部の十勝川流域でまた深くなると9０

（的へＥ》）

３

２
１

エトごロ斜三四ｍベエユ

２３

ＰＥｎノ０，（３ノイ

５

Ｆｉｇ．５．１０Ｒａｙｌｅｌｇｈ ｗａｖｅｄｉｓｌ〕ｅｒｓｉｏｌｌｃｕｒｖｅｓｆｏｒｔｈＧｆｕｌｌｄａＩＩｌｅｌｌｔａｌ
ＩＩｌｏｄｅａｌｌｄｔｈｅｆｌｌ･ｓｔ

ｔｗｏｈｉｇｌｌｅｒｌⅡｏｄｅｓｃａｌｃｕｌａｔｏｄｆｏｌ・ｔｈｅＩｎｏｄｅｌ

ｏｆｓｉｔｅ８８ＬＦｏｒ

ｃｏＩＩＩｐａｒｉｓｏｌｌ，ｏｂｓｅｒｖｅｄｐｌｌａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓａｒｅ

ａｌｓｏｐｌｏｔｔｅｄ．

４

厘山エロュロロゴ

ｒＵＮＤＡＭＥＮＴＡＬＭＯＤＥ

２

lｓｔＩｌｌＧｌＩＥＲ－－ＭＯＤＥ

2IＵｄＩ１１Ｇ１１ＥＲ
ＭＯＤＥ

０

ノ

２３

ＰＥロノＯＤｌ３ノイ

５

Ｆｉｇ．５．１１Ｒａｙｌｅｉｇｌ】ｗａｖｅＩｌＩｅｄｌｕＩⅡ１.ｃｓｌ)ｏｌｌｓｅｓｆｏｌ・ｔｈｅｆｕｌｌｄａⅡＩｅｌｌｔａｌ
ＩⅡｏｄｅａｎｄｔｌｌｅｆｉｌ･ｓｔｔｗｏｈｉｇｈｅｒⅡＩｏｄＧｓｃａｌｃｕｌａｔｅｄｆｏｌ・ｔｈｅⅡＩｏｄｅｌ
ｏｆｓｉｔｅ８８１．

－９１。①担同⑩①昌い□ロゴｏ角⑰い①Ｈ［⑰臼○口⑰胸①。⑪。○四ｂＱＰ胸①⑩ＰＣ①昌但ｏ似⑪⑰。⑪ｂｏｐ印［⑪⑪⑰⑩ＨｐＢ。【。。二．口①
ｐＨの口【【Ｃ①昼⑩⑰Ｃ⑩⑩⑰ロ芦○回⑪⑪へ巳凶囚．のロロ口の．Ｎｐ①Ｑへ夢但のｐ丙出口ｂロゴＣＱ①ロＢ

・角の口陶ｏＯＤｐ口呉－い串の［円①彦○［ｐＨ口彦○口⑩ｐｏＨ似ｏ①い①毎但出ｏい①出づ料Ｕ口角いい丙伊ＲＣｏＨ①ＰのＰ⑩筐ｌの①具似躬。⑩①［【串ｏ閂仏同計．叩．⑪Ｈ円

1Jii

一ロ①の一二一』］［ＤＣ［①害の一屯三函菫Ⅱこく山口ロ。｛」一。『０畠。、西一日Ⅱ『●ＣＰＳ●■釦
｡。；

午ｅザ

､Z.:Ｌ

□画

輯

Ｐ、

コミゴミ嬉

ｆ、

口

￣

恥』到寧邪堅ミロ開舛
塾〃

L￣

:EＩ

、

･ず

薑

ＦＡ

。．.：

9２

露鍵蕊蕊
識蕊鷲蕊懸蕊
・制・詫愈溌鴛・加・詫漁・一弓

潔驚織騨蕊蕊騨再蕊欝織騨鴬一欝蕊蕊蕊蕊錘
騨識蕊鵠蕊蕊鍵一驚蕊蕊鷲唾鴬一

⑭認や瀞

鬘

辮繍繍灘
蕊繍蕊

鍔叩〉．□、口ｌ

可①⑩の

C●①●●●●､●●●●●●●●●■●●●ﾛ

ＣＤ□●●●●●●●●

繍織繊鰄

､一

鑿
扇、

i il

岩窒

（□。。ｐ『料ロ○○）副司。、．⑪Ｈ』

像

一Ｑｍｍヘニーニー「。○［①澪①房甸一ｍ‐鬘「篝iliii灘！

ｄ●■●・●・殆岳・●・・・・・●・●□●・■Ｓ・●●●●ＣＯ●●●●●●●□■●●□●●●●●●●●⑪ＤＴｍＣ⑪。“。⑪□》ｍｏｍｏ北・皿・並ｏ》●■●●●●●●●●●●●

訳Ｊ・ＤＯＤＯＯＣＤ０Ｏ０・ＤＣ・・・、・・・、
よぶ。ＣＤＣＤＣＤＯ・・・・ＯＬ先０．．Ｆ

ご□禺

罫…．．…・・・・・》、。ｍ凸弘、》ｍｏｍｂ零ｍ・釦。

露１．１．Ｉ・函↑●の●●●■●●●●●●●Ｃ●●●●＆●●●Ｓ●●●●■●●●●Ｇ●Ｂ●●■●●●●●●●●●●●●●●●●●●●Ｃ●●●ｑｇＢ●●●●●●●巳●Ｓ●●●●●●のＳ●●ＤＣＧＧＢ■

先○。●・■●■・ＤＣ・Ｃｏｏ・・・●・・も。。●■・●

鬘

､。

伊

よ・００％％ＣＪ０Ｄ０．．％。。●ず。、・・・●よ・

ＣＯＤ・●も。●●。、ま●・ＤＬＬ。・・Ｊ・・■・・０．

Ｏ》》》Ｔ％％Ｑ■、口弔Ｄ０ＬＤｏｏ砂・ＤＯＤ０％Ｄ・ＣＯ・ＯＧ
もＤＣＣ●・ＯＣＣ％もＯＤＯｏＣＣＣｏＤ●％。。。●・・・

●●□●●
－ＤＣ０Ｂ

｜魂承⑪鐸母鐸如歌夘皿⑬評、恥如沁函巍沁仔吋⑰“、
圷叩⑩ｍｍｍ職卯的、丹野印》》、舞母叩趨瞬肥函■・・・・先●・
●●●●●
００●●

●●●●●

呼び設孔曲。印。制灸・斜⑭印。謡

●・・夕げぴ韓鐸捗趣疵謬趣胆穏唖誇汗

詫・釦・詫⑭艶・恥・詫・誌・恥・酌・詫｜・ＤＤＣ・・、・・のｏＬｏｏＯ。。Ｊｂ●・●。、●、●ＣＪＣ貼貼○・Ｏ・・、

鉦叩恕瞬祇”丹軒母叩唖承独舞鐸叱懸娘》
野鐸印承舐承叩野、、印紙瞬北仔狩如貌叩汗⑪識騨群》》識騨蕊錦鐘－０Ｆ・・・＄も。。、ぶりＤＯＣ・ＤＯＤよ・ＤＯｐ
ｌ・配・叩・託・干妙・申・函・詑灸十エ・帥。
一ロ加ｏ卯介介□》Ｔ●配●Ｌ企・恥・加●叩。如・⑭。

叩・託・蹄・》ｏ誌・皿・銘・圭・詑・⑪⑭坤
叩・卯・如命父⑭託・印・詩ｏｗｏ謎・“・北・虫●●●●●●●●●Ｇ■●●●■

□＆（
七

＆禺辮

9３

０％、、００．□。、□・ｂｂ０ｐｐＤ０・ＣＧＤｊ・

懸辮ロロ『『》熱％％ＱロロＤＱｐ９３『可ｄｑｄｄＣ●。。ｏ□
ＬＯＱｏｏｏＤ・＄ｏもも０．・ＪＤＣ・もｏＪＯＤＤ・％貼・・Ｄ０Ｄ０Ｄ０Ｄｏ叱りよ・ＣＤ●０●・ＤＪＯＣＯｏ＄胆・鵬・坤１ｍ・脇
Ｃ・ＯＣＣ●。、Ｆ．Ｏ．ｏ■ｏ■・ｐｏｄ。。。□妬・ｑｏｄ・□｜■●●●●●●●●●●●●●■ｅ●●０■●■Ｄ０Ｄ●●ｂＳＳ●●●》・託・託・”・館・詫・岬・守干詫呼》四●●●●●●●●●●０●●●■Ｄ■ｂＤＤ●ＣＤ■□■■●●●●●●■●●●●●●●●■●●●●●●●●●ＯＧ■■●●●■●●●■●■

辮鱗熱辮錦織癖織》卯・卯・誌・叩・粍・＄・詫・干詫品・”・叩ＬＣＤｏｏｏＦＯＤ。Ｌ・●・・・・○・・、。□・Ｆ．Ｏ．・

ＦｐＤＯｏＯｂＱＤＤＪＪＯｏｏ牝●・ＤＪ・●ＯＢＯ・・

ｆＤｏＤも％・・・設巳・・も。。・・・Ｆ・貼・０．・癖》識毎輪》辮騨》鋸》識鰯》
舞軒騨泌唖》、韓舗独舞輔狩□、『（辨汕ロロ回瀞叩Ｐ託・託・罪。託・守函・誼⑭託・詫（・程識騨鰯騨鰯蕊》叩・詫命・皿・蓉詫・詫・＄・詫品・函・坤

静群》認識轟鍔》識幹羅鐸鬘騨蕊蕊蕊騨癖騨
麺難皿群議騨蟻騨癖
魂（・皿⑭詫全＆。”ｏ麓・詫⑬詫

蒋黙如雛轟騨密醗鍔呼韓癖騨

Ｃ●●●００●●●●■●●●●●■

卯邨騨凝騨叩騨舞騨狩●●●●●●●●●●●●●●●●

飛叫印野亜叩函恐》設い函舞舞曲如鐸軒匝如汗

蝋ロロ、駒騨

蝋蝋繍議蕊
照乃承伊唱・・貼砂ＪＯＤ。＄Ｊｔ
ＤｏＯＤ・・・・、姑・ドロも＄・・・・。。
▽●ロロロも●●Ｌ●・ＤＣ・・・・Ｏ・・・・、》》灘蝋蝋辮
□０．ｏ・・・・・・・・・・ＬＤＦｆ

溌蕊騨凝溌蕊
叩翫紙姫繩如、釦、如瞬坤如、母紗皿的⑭汕鐸舞叩疵沁

Ⅶ刈刑刈刈●●●●●００Ｃｌ

坤ｍＭｍＱ呵四珂瀞一

知舞い□、口暉鍬

、

出

ＯＱ

ｔｌｓ

ＯＯ

ミニ

鵠
００

．Kコ

ＳＳＡＢ刀ＳＳＢＳＳＣＳＳＤＣ,

Ｃｓ顕

400

４０町

伽一別

４８０

■■●■･ロ伊伊■■･■■U･ロロP･■・

群舞鍔::::::Ｂｉ
諦講:｡:｡:｡:｡:｡:．:｡：

硯設＆ぷぷ卍巴qd%HPbPb890

il〃00：よ▼ＬＰ●①守帖ハザ▽･■cけＤｂ

ｆぷず志げ｡･･｡｡｡｡■b●■％b●■P■P伊伊･ﾛロqﾛ゛.□､兄Ｌ

Ｄｂ＄＄もＬＬ･ＣＣＣ｡｡●････
゛･●･貼乙ＬＰ･＄●･先⑪ゲゴ:9詮践:2:o:｡L･ﾁﾞ噂

郡切０

/030

■

-/Dmw-;235Ui1i
iｉ７３ＳＯ
鰯::騨騨:露翰騨騨ii2800

D伊廿ＬＳＤ珀司■ザザマＵ･口

/詔0$

し。」

｡:｡:．:⑭go:竜.:｡:o:。:｡；●･▲ヂー咄自角二・の｡．

;2800：

キト；･×＋浄湧“

8.:｡:.:.:。:。:砠・:.}:．:□：｡｡巳｡｡Ｆ･●｡｡｡｡｡｡｡｡｡●｡｡｡｡｡■､ｃｃ■･･･｡●･ｏ０ｐＦＤ････宅｡・・..ＬＣｐ゛Jhco･伊ずぶ｡｡｡｡｡｡

５句ロﾛの印■･■。

:｡:｡:｡:｡:｡:｡:黙ｆＱ８｡:｡8

ＣＱＤ｡｡●･ＣＣｏＦＣｇｏＤＱＧｃｏ･･･｡■
旱￣･￣ロハ■■視甲｡●■●の●ｂＣＤＣ□■●■■●●●ｐ■●･ﾛＦ････C0FjD･･･％9.9･●・.Pい■ニー学田尹へ先｡●･●･●･●■,｡●･ａ■p･ロゲ･epBc■;;蕊騨:蝿H1：;i3200ii

Ｆ･ロヂ･･･｡□□｡□｡｡■ＬＰ､■･･･､｡｡｡.｡｡｡b･ppbpb●｡｡｡｡｡｡□●・護ｺﾞ哩鐘騨削蝿

;28〃;3200ｉｉ

8...0･役“ロ｡｡､｡｡■Fと。

D●･己｡●むら■pSP訳尹■■□zRまii3200ii
o･qb｡よ･弛む｡｡=■P■-■｡■●□

qbGCpdP･･･｡･･･ゆ･ロロ｡｡｡｡●・cbB･印･守■宅宅ワチチヂ･●･■＆:．:．:｡:｡:．:｡:q:喀・:｡:.:。

･宅・Ｆチザ巳％も凸'もc■●①●■．:｡:。:｡:｡:｡:．:｡8゜:●:｡:。:｡●●｡●■●の□●●ＯＢ●●■●●●●Ｂ由●｡｡△･巳｡｡ＣＱ｡□｡Q己･･O･CｏＣＣ:０■ＣＯ●●■

Ｂ■●●●ヂ･●･●白●･●･●｡■･Qp■中Ｃ

Ｏ:｡:｡:。:．:｡:．:｡:｡:o:｡÷

1輯ﾐｾﾞ輔壷
晶~■｡｡■■巴･旬･･｡｡｡d･･もi3200i:;::鐘群舞蕊

0℃:;辨騨:群::：

SWaveVelocity(､/sec）
Ｆｉｇ．５．１２（ｃｏｎｔｉｎｕｅｄ）

（Ｃ①ｐｐＲ担口。。）国司・の．ｍ［円線
叩室式四○口。｛」一．証一。①画一塞一』一目○○［の一ｍシロー函
ｑＤＤ●も●ＣＤ●●０６●●ＢＣＤ□●●●●■ｐＣ

鳶

ｑ・も。＄
●０００
巳ロロＢＣ

Ｃ●●●

ｆｆも。

３分品⑭い》北允■ｃｃロロ□■■■●●●●Ｃ■●。●ＣＱタロロ、口先■●■口。
●》ロロ『、》

iil鑿iili鑿Ｉ州』句討罎那ユミ・菖詫

ＯＤＯｏＯＤＣ。もら●ＦＣＣ・ロロ先０．

，ＣＤＦ●・●Ｌ・・・・ＣＤ・●・ロ鰯ロロ、『識盲辮辮辮辮辨辮》）

●●■

､●●ｇｏ

iiiｌ

●守如ｏ帥（□ザル・干凶品ｏ》》卯・叩・“先・》矩9５

如争詫・艶・守詫・範。北・守詫介品・

ひ・・・、．観択・＃・・綴…、…・・・

託・恥・妙詫・曲・認。託。Ｔ・魂⑭》銘

昌
呂

勺一一一

、

ロロ、

苞□『（

ｚｏｏｏｏｏ０・ＣｏＣｏ。。◆・●

霞
￣

::::：

i蕊
::;:：

5弓

-□

一語語⑰

℃

ｅＳ鋼ＳＳＢＳｱＢｓＲ
４８０

Ｓ５Ｃ

S５ＤｅＪ

3列

奉一＝惠＝？＝

麓鏡群舞麓轆韓9:!:逆匝:i：ｏｚ□･%･･PnP電･秒:⑭:｡:鐘･１
０:o:｡fRfJgo.一一…｡｡Ｌ･，

蕊3200鑿
c白■●ず□｡｡▲･-.一･一･･①一･一･■･●･先’

１．:｡:.:6:.:b:｡:。:｡:o:ﾛ:.:.:.:｡:､’
１:b:。:｡:０８．８０:÷8口:.:。:｡:。:竜｡：

970#熱蟻蕊鑑溌

l鐘韓輯．、2.

■■｡■⑪｡●■●。●｡●●●

Ｌ●ＤＰ･ロ｡､･･■･ロ････ﾛＪＣＣ･ＬＤＣ●･Ｄ
Ｐ□ｅ●●｡●●●、●●●●●○

鑑:::辮鄭癖:;::::：●●□●●●、●●●■｡●●●

鰯露::蝋:i:;:騨

-/SＯＱｌｗ－

灘蕊鰯簿io8o:｡:。:08.8｡:｡:｡;⑭:．:.:趣。

:鐘･淫fC9b舞・:｡:｡:｡:⑭i2800鷲説･oQFbqfb･Ｐｂ弓...F:｡:．

｡:。:｡:.:｡:｡:｡:｡:｡:｡:｡:｡:。’｡:｡認轄弓･詫・；･P｡･ず。
■｡。△■-■Ｖロロザロ■■咄》》鈴識》

舟鐸蕊#報：

１:鉈００Ｃｓ蕊騨繍:i:蝿
､｡●△･ＦｊＣＤＱｂ●ﾛも･･･辞段設，ぴ゛ＣＯ･●

■路0Ｆ

Ｐｂ’
■

●●

■の

､

霧

/3刀
７４２０

鍵

2Caa、

i鰯嚢
－，■■▲｡■￣￣;::.>:p辨詫ぺ■歩:b験：;!〃00！
ヂ辞￣

Ｆｉｇ．５．１２（ｃｏｎｔｉｎｕｅｄ）

琶中幻・ｍＣｍ・加。、唖》

SWaveVelocity(H1/sec）。。。【〃〃）》》一（〃〃）・・・

１７､毒，》一（〃／』溝》（ご‘）無ＯＣEAN二口』ＣＣｃｃＣＰＣＦげぴ

ＡＣ！円Ｃ

3ル鑿

いう向斜・背斜機造をなしている．丘陵部はその熱樅の背斜部に相当し，第３紀の堆積層が露出している．

。－。，illﾘ線上ではまだ２地点の側il(||しか実施されていないが，２地点の榊造は大きく異なっている．すなわち西llllの８８Ｈ地点では深さ400mに基樅があるのに対し，８８１地点では1800ｍと深くなっており，Ｓ彼速度がＬ２ｋｍ/sの堆積層が1550ｍと厚くなっている．８８１地点の約８ｋｍ東方の豊頃丘陵では一部に基雌岩の露出がみられることから，十勝平野南部では向斜が深く狭くなっていると考えられる．

ｅ－ｅ，iHl1線は平野を南南西一北北東に機切るMll線で，平野の中北部に|可かって蕊盤岩が徐々に深くなり，８５，地点で2600ｍ程度の深さになっている．またそれに対し，Ｓ波速度が１～Ｌ５ｋｍ/sの層の上面の深さはillll線上でほとんど変化せず，層の厚さが中北部に向かって増している．

第４節重力探査との比較
重力探査はいつでもどこでも実施でき，人工的なソースを使用せずに自然のポ

テンシャルを測定するという点で，微動探査とよく似ている．しかもそのj1l'１定が簡単なことから数多く探査が行われている．しかし地上で鮒ｉｌ１ｌｌされるブーゲ異常

値は地殻上部のみならず，マントルにおよぶ深部までの異常の積分値である．そのためブーゲ異常データだけから推定した地下椛造には大きな任意性があり，定還的な議論が難しい．重力探査の結果を生かすためには，必ず他の地球物理学的なデータが必要である．本iﾘ}究で碓立した長同期微動に基づく地下構造探査法はこの要求を十分満たしている．

そこで，長周期微動に基づいて得られたＳ波速度柵造から２次元密度構造モデ
ルを作り，ブーゲ異常値を計算し，棚illllされた異常価と比較する．

ブーゲ異常は各1画の密度差の関数である，ここではＳ波速度に対応する密度([(〔を参考に，各層の密度を決めた．具体的にはＳ波速度500m/s未満の層を密度1.89/cm3,900m/s未jiMjをＬ９ｇ/cm3，それから基樅に相当する２．８km/sまでの層を２１

９/c､３，２．８km/s層を2.59/c､３，３．２km/s層を2.79/cm3とおおまかに決めた．ブー
ゲ異常はTALWAN［ｃtal.（1959)の方法で計算した．

9７

各ilII線で作った密度モデルとそれから計算したブーゲ異常，および槻illll値の比

較をFig.５．１３に示す．長周期微動から有意に求めることのできた層の境界は，密度モデルで示すと2.19/cm3層の下面に相当する．仮にそれ以下の層の密度を単一の２７９/cⅢﾖで与えてブーゲ異常を計算すると，図の実線で示す値となる．計算値と観測値は同様な価|可を示すが，平野の西'''１では系統的なずれがあり，最大で＋l5mGalの差が生じる．そこで基盤を2.59/cm3と2.79/cm3の層に分離し，その差をうまく説明できるように境界を決定した．その密度モデルから計算したプーゲ異常を破線で示す．bilI11線の８７Ｃ，cillll線の８５Ａ付近ではまだ差が生じているが，そのほかの部分ではよく一致している．
もっともこの基雛層の'１１の境界はブーゲ異端のデータから決めたものであり，それには前述のとおり，大きな任意性をともなう．

9８

ａ

｡

aZ4

SﾝＢＺｇ_ごａﾝＥ
、

ＡＡｐ

二／

■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■｜■｜■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■｜■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■

①。

ｓ

４，

2｡

■■■■■■■■■■■■■

Ｌ■Ｅ■ロ』』Ｋ一宇ロ』》・」シ丘』Ｆ」ＰＥｌＰ巴■□■□Ｅ■百』Ｐ」Ｐ正」■・』Ｐ・」ロロ己」一口』Ｆ・』戸。』字2.7■■■■■■■■■■■■■

ｐ●

１０

￣
■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■■、－－（ｇ／ｃｍ３）０

Ｊ・七●よ⑤、2.5

３●ＣＤ●●ロ
ロ●●●●

2Ｊ

２

ＤＥＮＳＩ７Ｙ

ｂ９ｃ●■●、/､９

ずい乞い伊■Ｃ・■印

Ｉ■■■■■■■■■■■■■■■■

ヘミさエ侵凰山。

ノ

、

ａ

ＳＳＧ

ｓｏ

4，

SDA、

〃幻〃、

ヘミミ一一三三二史当二三

ｃＤＢ５臼?〃＝CALCOu面~示弓、二三

○

ﾍQミ

泡～ 、

ヘミ

◎
、

〆。

５．１３Ｐｒｏぞｉｌｅｓｏｆ､ｔｌｌｅｄｅｎｓｉｔｙｓｔｒｕｃｒｕｒａｌｍｏｄｅ１ｂａｓｅｄｏｎＳ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｓｈｏｗｎｉｎ
Ｆｉｇ．５．１３ＰｒｏｒＵｅｓｏｒ厄ｎｅｄｅｎｓエＵｙｓｒｒｕｃＥｕｒａ－Ｌｍｏｑｅ上Ｄａｓｅｑｏｎ｡－ｗａｖｅｖｅＬｏｃユＵユｅｓｓｎｏｗｎｌＩｌ

ｆｉｇｕｒｅ５．１２，ａｎｄもｈｅｏｂｓｅｒｖｅｄａｎｄｃａユｃｕｌａｔｅｄＢｏｕｇｕｅｒ・ａｎｏｍａｌｉｅｓ．Ｓｏ１ｉｄエｉｎｅｉｎ七ｎｅ］ＬｏｗｅｒｆｊＬｇｕｒｅ

ｓｈｏｗｓｃａ]Ｌｃｕ１ａｔｅｄａｎｏｍａｌｉｅｓｆｏｒｔｈｅｓ七ｒｕｃｍｒｅｗエセ、ｏｕｔ２．５９／ｃｍ３］Ｌａｙｅｒ、Ｄａｓｈｅｄｂｏｕｎｄａｒｙｉｎｔｈｅ
ｍｏｄｅェｉｓａｓｓｕｍｅｄ七ｏｏｂｔａｉｎ亡ｈｅｂｅｓ亡ｆ･ｉ℃ｂｅｔｗｅｅｎ七ｈｅｏｂｓｅｒｖｅｄａｎｄｃａ１ｃｍＬａ七ｅｄａｎｏｍａ１ｉｅｓ．

ｄｅｎｓｉｔｖ

Ｅ黙ロ、

写

ロの
ロ、

（□①ゴロ同倶ｐｏＱ）の【。、．ｍＨ四

ャー

ロ

C。

－－囚ｃｖ、…亀ｇ二冨一（Uﾉｸﾞﾉﾉﾉ」ｃノヨ０ｲﾉＭｌｌノノ,(7ＶＷＵｌＷＨ]００/１０８1００外Ⅲ１〃仏よＫⅡ

篝川
Ｅ坐ロ、

ロ卦

（Ｃ①。ｐＨ」ｐｏＵ）の［・の．⑪伺い

ロ、

讓謝鑿鑿；

＄、

為輔》

密訴弘。北・利・如詫品・魂・北・認・
ｐＯＯＪＦ・●Ｄ０ＯＯ

Ｆ・・■●・・□●００

品の岬■咋孔守叩品・》００□ロ。ｆ・も。’。●Ｆ夕・叱り小００．，|i鑿曇－０□□・ロＣＯ・・・ず

九分．》印品●守一●ｗ品品●如品●軸●●■ＤＢ●｜

汀。ｑ・ロ・・ｂｅ＆。
●●Ｂロロロド■ＬＣＪ●・＄一打・写詫・》｜

Ｉ、●●ロロ●●の●●●◆●一□■■』■Ｆ■■、■■

ロ、

ノノへ．Ｎ

Ｃ●ＧＣＱ０●□ＤＢＢＢｅＢＢＢ

ワ●■□０□二

Ｌ『、ロヨ）（、垣。、ロ）
肘。

Ｃ・●品品
●０％ロ。
ＤＯＣぶり＄》蓉如●Ⅷ命●呼岬●北■ｗ●北・写如
詫命・魂。ｍ・乳・品●昨ｎｏ呼帥・的・卯●配
掩・論・如・呼舗・●干岼・》如仇・守守皿諦・詫・》認・印・
諦・詫・》認・印。

エト（のｚ山口

旧・ｖ／・魂・詫孔・詫命
侭・詫孔・詫命

■・・が。仏●０．．二

企。⑭⑰○ｍ●》、ニ

５‐●‐□■●０９℃。Ｔ・％・Ｆｃ二ｎ．詫灸・認・
可●ＤＣ■□■□・●●●●●ｑ●●①ぶれｐ加●叩く●如○北・詑曲・即金命①酌

〔、）

ノノノ
●●q■．

●

●〕

守～

‘鑿篝臘

､～

●

■～

盛

／

Cv､

〔、Ｉ
●～

、＆⑩Ｑ亀■ｌ則矧ｌｄＮⅧ１１１別矧１１１ⅢⅦⅦ１１Ｎ剛C。

UI(Uﾉｸﾞﾉﾉﾉ１Ｊョ０

○

￣
島弓罰
ｲﾉ印luノ,(71/WUlVl/Ｕ]/)， 伽

７J！
101

￣

て

Ｏロ
マー

￣～

ｏＥ
ＯＣ

●■●●●■●●｡●◆●●●●●●CD､●C

巳●●◆◆●●□●●■■■■■Ｐ■Ｐ■■⑤⑤■

ａ､●●●●●ＣＤｃｃ●●００●●●●●､●●

乱｡●●●◆●0●●●中q●●●●●●●●｡p▲●●●｡●●●ロ●●Gqq●●●BB■｡ＣＤ●●●■も｡●ＣＤ合●ＣＱ●●●●｡●●、●
ら●、●●■CCq●も●●●●●●□●●●●､●｡｡p⑪●◆●●bOOqq●●００●□、●口●●､■■●●●●●CSq●●●●●●□●●●ｑ●●■ＤＣ●■■●●ロ■●●●●●□、●●●●●●●の●◆q■中●●■｡●●●■①●●●●｡●■●巾O●●●Ｏ●●●｡●●｡●●●｡●●●●●●●●q●●●●●●｡■qｑ●●●

／

／

、
～
１

Ｉ

Ｉ

》

■● い■ＣＤ□０●Ｌｏよ・。■虫ｐＣＢＤ０●ｆＦＯｏＬ・ごず●ぶ二■□ｑ０口、・ＯＬ●タ免一ＣＤ□０●。・ＬｏＯＦ％一ＣＤ■●叩ザ如命・印。》函灸０－曲介命、》函父 ■・も％●伊、０｜□．》守山品介■●識ＣＯロ 唖北介●》ｍｅい品。》認⑭託 先 ・》却如品。詫》誌⑭卯。》蹄介・守恕…熟議・へ．Ｎニト（のＺ山口 （ｍＥＱ、 ）（、Ｉ〔v。、ﾐト

Ｅ
Ｑ

Ｅ

l「

Ｃ

割

□
、

ヒコ

[、Ｉ

．
～

。

一●

１塁

験門田）０

￣

＝Ｉ

島
亀二葛
弓
０
､０８
(/IlOuノノ'(71/ＷＵｌＷＵ]no/ｎＪ●

こつ（ｂのゴロＨ俔口○．）の［・の．即『』

１

１

←￣

》

Ｉ 〆 の．Ｎ１

１／
聖 獺●Ｃｅ０□⑭呼詫・乳。悪器⑪釦⑭魂免一ロ●もの蕊ＦＤ□ 一ｍ⑬艶・蹄詫ー舞缶鐸鰯戦ｌ・●＄の。ヂドロ死葱い代介＆Ｃ●０□■》Ｆｏ０・ＤＣ。よ認⑬能⑪ｎ⑬ＤＢ■０●▲万・ぷげ ＄のｊ・蕊

ＣＱ

~1コ
￣

(Uﾉｸﾞﾉﾉﾉ」〔ノョ０102（ロ①。ｐＨ料ロ。。）の【，、。⑪Ｈ仏

！

変

β

Ｒ閏冠】ご】ごⅡⅡI／

ロ当父山限冒０

Ｅ望ロ、

ロゴ
よ・

ロの

ロ囚

・:屯

::￥

ヤー

ロ

○

●

（堅匡。、ｑ）
エト』の之山口。＄・■’▽

騨熱鱒秤已北Ｂ小・》酌・卯・血、写皿■・・・■、・・由・巳まＣＯ●■□●●●□の企・恥●”・》姉・叩介Ｄｍｗ・坤ｏい●ｍＣ卯、零千千

ＣＤ●●●■●●》守叫》昨｝》ｊ酢守酢一印守叫》

い●印Ｄいり“全命・》呼鈴》錨払い》》》》》〈

辨鍛鍔辨溌慨懸輕鍔

吋・干干干坤命口如ロ》》鐇辮蝿螺蹄■●●の●●●●

凶介・守詫・印＃卵・Ｕｏ０・ｏＯｏｐＴ・ＯＣＦ、■●●●●●●●ｄｂｑＣＣ■●Ｐ□刀□■ロロ

甲●●●●●
Ｄｂｂ

ｐ・びぴ一

一一Ｆ市

■もＬｏＯＣｆＤ・ＣＢＤ。

／

島⑩呵引便幻田、

詩

。。

の

ｂ＆ぬ

－－肉ｃ、～弓弓冨一一（/UOluL(7MOlWU]mOO8Gfl（１０ｸﾞﾉH1Cノヨ０

103

第６章ＣＡＳＥＨｌＳＴＯＲＹＨ石淵邸l滞における探査例
第１節観測地域の概要
石狩低地帯は西南北海道と中央北海道の境界部にある標高差５０ｍ以内の極めて平坦な低地帯で，南北に約70km，東西には最も狭い部分で20kmと南北に細長い形をしており，北'''１は日本海に，南llllは太平洋に直接面している(Fi８６．１)〆低地柵のiLillllは第四紀の火山灰層に覆われているが，その下には後191新生代の火１１」
活動地帯，いわゆるグリーンタフ地域になっている．東llllは北上一石狩一礼文隆
起帯と呼ばれる白illi系一第三系摺llll粥となっている．石狩低地帯との境界は賜追丘陵と呼ばれる標高200m程度の隆起部であり，第四紀の活断層が南北に連なっている（岡，1986）．

この地域は石ｉ１Ｉ１探査等で，数多くの探査が実施されているが，数本のボーリン
グの地質;柱状図が公表されているだけで（新妻・他，1982），物理的な地下柵造はほとんど不明である．1986年にバイブロサイス（VIBROSEIS)反射法の探査が図中に示される石狩低地帯巾北部の「長沼８５」illll線（il1ll線長約17km）と，南部の「苫小牧８６」illll線（測線長約15km）の２地点で実施され，その結果が最近浅野(1989)によって報告されている．また，石ill資iii(Ⅱ}１発株式会社による坑井「ｉＷｉ１ｌｌ
ＳＫ－４」（TD=4304.5m)が「苫小牧８６」ｉ１ｌｌ線の近傍に堀１１１ｌされており，速度検層データなどの坑Ｊ１:データの一部が公表された(浅野，1989)．それらによると石狩平野も十勝平野と同様に，新第三紀末期から第四紀の堆積物が厚く堆積しており，基樅岩と考えられる新第三紀[１１新世初期の〃&の上層の上ｍは2500ｍの深さにある．

1986年に石狩低地帯のＳ波速度WIi造を推定すると同時に，バイブロサイス反射法の結果と比較する目的で，「長沼８６」「苫小牧８６」il111線のili端付近の各２地点で長周期微動観ｉｌｌｌｌを行った．また'987年にはiiliiillll線の間の４地点で同様に長周!！|微動を行った．この結果，石狩低地帯の['1北部から南部にかけての約60ｋｍのillll線上の８地点でＳ彼速度構造を推定した．便宜_'二，微動肌('1点を北から''１mに，石狩八～石狩Ｈと名付ける．なお，各地点の解析は1987年には終了しており，その後公表されたバイブロサイス反射法の結果や「iili1llsK-4」の坑井データを

1０４

ゲレ
／△OYAFURU
●

■０口■

■｜日日

ll△/s"ﾉﾉｗマノ｡◎DE7qRESS/OⅣＳＡＰＰＯＲＯＣ．

0１０２０ｋｍＦｉｇ．６．１Ｉ１ａｐｓｈｏｗｉｎｇｅｉｇｈｔｓｉｔｅｓｉｎｔｈｅｌｓｌｌｉｋａｒｉ
ｗｈｅｌ･ｅｌⅡｉｃｒｏｔｒｅＩⅡｏｒｏｂｓｅｌ･ｖａｔｉｏｌｌｓａｒｅＩｌｌａ(ｌｅ・Ｏｐｅｎ

ｄｅｐｒｅｓｓｉｏｌｌ
ｔｒｌａｌｌｇｌｅｓ

ｉｌｌｄｉｃａｔｅｌｏｃａｔｉｏｌｌｓｏｆＯｙａｆｕｒｕｌｔｅｓｔｓｉｔｅａｌｌｄｔｈｅ

ｃａｌｌｌｐｕｓｏｆ

ｌｌｏｋｋａｌｄｏＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ（Ｈ、Ｕ、）．ＬｌｎｅｓｏｆｓｅｉｓⅡＩｉｃ

ｒｅｆｌｅｃｔｉｏｌｌ

ｓｕｒｖｅｙａｌ･ｅａｌｓｏｉｎｄｉｃａｔｅｄｂｙｓｏｌｉｄｌｉｌｌｅｓ．

105解析Ⅱ*にアプリオリな情報として利用していない．

第２節観測方法
地震計i2j8置
各観illllアレイの地震計配置はFig.６．２のとおりである。十勝平野での槻ilI11と同様に各アレイは１０台の長周ｌＵｌ上下動地震計でＭＩＩi成されている．アレイの形はほぼ正三角形で一辺の長さは約2500ｍ，最小地震計'''１隔は約370mである．石狩低地帯における探査にはＦ－Ｋ法のみならずＳＡＣ法の解析も同時に行えるように地震計を配置することを心がけた．その結果，石狩Ａ，Ｂ，Ｈの各点で両方の方法
で位相速度を求めることができた．しかし，剛ｉｌ１Ｉ時にトラブルが発生した点があった地点や，簡便な観il(Ｉを行うため，道路脇に地震計を設置する関係上，規)1'|正
しく地震計を配置できなかった地点ではＦ－Ｋ法のみで位相速度推定を行った．
観illllシステムは十勝平野での観il111とまったく同一のものを便11)しており，第５章第２節を参照されたい．

１観ｉｌＩｌｌ地点では４５分間の微動を観ｉｌ１Ｉし，一l1j(lに２地点ずつ槻il1llを行った．

観測波形例
Ｆｉｇ．６．３は石狩Ｆ地点で得られた約５分間の長周期微動の波形例である．剛iHll
は深夜に実施しているため，車や工場などの人工的な振動源による微動はきわめて小さい．一見して同期２～３秒の彼が優勢であるが，それらはランダムに'１１現し，剛i'''１地点間の波の対応はあまり|ﾘ1雁ではない．

第３節データ解析およびその結果
データ解析方法も十勝平野での解析と同様でありここでは省略する．

Ｆｉｇ．６．４に石狩Ｆ地点で得られた周期ごとのＦ一Ｋパワースペクトルを示す．

長周側}微動の位相速度は，各図のピークを通る同心円の半径から図中に記入してある値が求められた．

またこの図から石狩Ｆ地点の，この解析時間内では南から微動が卓越して到来

1０６

ﾉＳ/ＷＭＲノハ

ＩＳ川ｋＡＲノ臼．

。
ｏ

Ｏ

ｏ

○
ｏ

ｏｏ

③

。

０

○ｏＯ
Ｏ

ｏ

、

｡
０

０

Ｉ

Ｆｉｇ．６．２Ａｌ･ｒａｌｌｇｅＩｌＩｅｌｌｔｓ
ｓｌｔｅ・

Ｏｐｅｌｌｃｉｌ･ｃｌｅｓａｌ･ｅｂｅｃａｕｓｏｏｆｔｌ･oIll〕ｌｅｗｌｔｌｌ

２

、

川

Ｃｌ、ｓｏｌｓｌｌＩｌｃｆｌｌ･Ｉ･ａｙｅⅡ11)ｌｏｙｏｄａｔｃａｃｌｌ
ｓｅｌｓＩⅡＣｌⅡｅｔｅｌ･ｓｎｏｔｕｓｅ〔ｌｉｌｌｔｌｌｅａｌｌａｌＪ'ｓｉｓ
ｌｌｌｓｔｒｌⅡⅡｅＩｌｔｓ（ＩｕｒｉｌｌｇｔｌｌｅｏｂｓＧｒｖａｔｊ()1１．

1０７

Ｆｉｇ．６．２（ｃｏｎｔｉｎｕｅｄ）

108

Ｓｆ．Ⅳｏ、
１‘IWWI/WWwWI/wwWMlwWV

wvwMMﾙwWAlwWMwW'wVwlMⅧＭＭＷﾉﾘ別'wＷｗＷＭｌＷｖ璋山1Ａ

２１W,vwjIwlwuMwwwvwvWv-vvwwWwwWwwiIWwwMVwwWwwwwwwWWvMwwwWVwWWﾉvwwMwvWWwWww…
ＳＷＷＭ,WVWVMwwI》wwWVwW，-VwUwMwwWllwwljwwvwwwvWwMlMw

AMjWWWlMWMWvwWWWlWWMllwWWWVWMlWWﾙWWWWWWwV，-ｓ

ｓ#vWi腓IlWvwwvwlwwWWlMMwwW‘/WiMiwWWWwwwwwwww

W11WwvWAI伽VlwlM露ｗＷＷＶ

W1lWMV'ｗ、

６iWWlW'WWMwjilwlりwWVWWw
ｲﾘＷｌＷ,WWMWjilWlりwWVWWMI卜wwWWlWWWwiWIWWMWllWIﾄﾘWWVWwwVW11wwwWWWwvM'１Illlﾉ|/|/､`iJ1jI｣1ﾉｶﾞ､,111.,111,
7wWWW1WWVWlW1lvMWwWWWlj，,iWWW1WWVWlW1lVMWWWWWWWwWWVWAlWM'MwWWWWWVWMWMIWlWWwvWvWMWWIivVlWW篦WlM1ilWlWI
SvWW1,WWWWMVWVWWWjlWV1,AWi,iﾊﾙWWMVWVWWWjlMwVwwWwWVvwjWvwlWwVllWMlwvMWU

wＭＷＭｗ

lMIMMWWWWVvw'wWwWlMWlwMjWWMlMWWWMWWWwvMwWwwwwwWWwVWMWWWl
○

１

Ｚ

Ｓ

△川肌ﾉＴＥＳ⑤

Ｆｉｇ．６．３Ｔｒａｃｅｓｏｆｍｉｃｒｏｔｒｅｌｎｏｒｓｏｂｓｅｒｖｅｄｆｏｒａｂｏｕｔ５ｍｉｎｕｔｅｓ
ｂｙａｒｒａｙｅｄｓｅｉｓｍｏｍｅｔｅｒａｔｓｉｔｅＦ．

Ⅱ

Ⅱ
ゲー、

（Ｅ工、Ｕ』）

こ

Ｅ
÷１２ い

へ

⑪
⑪ 亡
ユー

－－ ～

､

‐＿夕

７

⑥

)↑

／’（ -,15,1,kin/f‐
Ｉ、１１’

←

週 薑

ロ

￣＜
/￣～

－一

‘篝薑

仁。
●弓

●
０

『Ｖ

''三

一

一一

－一
－

－

Ｅ

Ｉ

□‐可
１１１

Ｃ０ｎ

1０

/ｓ－

(

１１１

》l-l-l-'二

ヘ
Tｊ

ｄｔｊ Ｃ

週１．Ｃ
0,73kｍ/ｓ－

Ｌ－

、=夕

」吟’股レ

●

ロ０つ

Ⅱ

可

ｑ

●

￣、

０１

承

《
～

へ

Ｃ
Ｄ

[、

(iｆ

、

／Ｉ

／

１１１
蝋

已寸

へ

$1Ｌ

’

Ｅ

二'二

l9sFc

－Ｕ，Ｕ－４．００．０４．０８．０

Ｓ（ｒａｄ／ｋ、）

Ｆｉｇ．６．４（Ｅエヘ⑪」）Ⅱロ０ｍ『□ＣＯ

廻

Ｕ〈 -，
【，

〈＆

￣出色』

￣ ￣

篭 莞 ／悪 i③‐ ､ ０．４８ｋｍ/ｓ－｜へｌｖｌ」、･?:l-cW受） ＃１ ;iＩ薑贄

qqq(ｒａｄ／ｋ、）

ｓ

蓼

、

」 色
廷 二Ｎ 迫ら 気Ｃ〕

２．０４．０

Ⅱ

１１ ツ

エ ａ

Ｅ

2.28sec５（ｒａｄ／ｋ、）

仁弐§－４．０－２．００．０-己。Ｕ－ＩＯＵＯｏＯＩｏＯ２．０

巳、橇偏 薑 ｜雲 ’一 薮霧灘蓼 髪i二ｌ－ｌ－『’ 壽電一

ロ０〉

Ｉ１１

〆向、

へ

ル

ｐ０Ｄ
Ｃ。Ｎ

－３．５９sec‐」一一 ～ｌＩＨＦｈｌＶｌ
マージ＃ ｴや莞！

Ｉ

顔j： Ｖ 1＠
ｉｓ ‘

７９雨、

⑳叩で

二、にＬ 凶鐘 繼 輿 園 二

ＩＣＯの－１ ｎｕ）－ （ｕＪＩ 》‐
Ｄ９９Ｓｅ
（ｕＪ

〃

－へ

０

-1600－８０００．０

ｓ

■

Ｅ

￣

リ
)－

６００１６００(ｒａｄ／ｋ、）

Ｆ－ＫｐｏｗｅｒｓｐｅｃｔｒａｌｄｅｌｌｓｉｔｙｐｌｏｔｓｏｂｔａｉＩｌｅ(ｌａｔｓｉｔｅ

Ｆｆｏｒ

ｄｉｆｆｅｌ･ｅｎｔｐｅｒｉｏｄｓ．Ｃｉｌ･ｃｌｅｓａｒｅｄｌ･ａｗｎｔｏｉｎｄｉｃａｔｅ
ｃｏｌｌｓｔａｎｔｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｃｏｌ･ｒｅｓｐｏｌｌｄｉｌｌｇｔｏｔｈｅＩＩＩｏｓｔｓｉｇｌｌｉｆｉｃａｎｔ

ｐｅａｋｏｆｔｈｅｄｅｎｓｉｔｙｐｌｏｔｓ．

110していることがわかる．石狩低地帯の観測点では，南ないし北から微動が到来することが多かったが，時間・場所によってその分布に差がある．

Ｆｉｇ．６．５に石狩Ｂ地点で得られた半径376mの場合の空間自己川関係数の例を示
す．低周波数lllllでは空間自己相関係数がほぼ＋ｌに近い値をとるが，０．４Hz付近から低くなり，０．６５Hzで最初に０線を切る．第１柾0次のベッセル関数ｊｏは）が最初にＯになるのは九＝２４０であるから，この点から求められる位相速度は０６４km/sとなる．

レイリー波位相速度
Ｆｉｇ．６．６は石狩Ａ～Ｈの地点で得られたレイリー波の位相速度を周期についてプロットしたものである．位相速度は場所によって違いがあるが，おおよそ１秒から最大４秒の周Ⅲ|域で，０．５～２ｋm/sの範囲に求まっている．したがって，棚
illllしたレイリー波の波長は約0.5～8kmである．

Ａ，Ｂ，Ｈの甑illll点の図では黒丸で示したＦ－Ｋ法による位相速度のほか，Ｓ
ＡＣ法による結果を白丸で示してある．両者はよく一致していることがわかる．

しかし，長周期llllではＦ－Ｋ法の位相速度よりＳＡＣ法のそれが小さくなる価|可がある．これは微i1ilIのパワーが小さく，地震計llllの相関が悪くなると，空HIll当I己
相関係数が小さくなり，実際より位ｲ１１速度が小さく求まる価|可があること，またＦ－Ｋ法ではＦ－Ｋパワースペクトルの分解能が悪くなり，実際より位相速度が大きく求まる傾向があることによるものと考えられる．したがって，両者の位相速度の差が大きくなる点がこの剛ｉｌＩｌｌシステムで位相速度を求めることのできる長
周期01'１の限界と考えてよいだろう．そういう意味で二つの方法で位相速度を決めることには意義がある．

石狩Ｈの地点では，Ｆ－Ｋ法による位相速度は周１０１Ｌｌ～1.6秒の範囲で大きくなった後,1.7秒付近で急に遅くなるという，｜Ⅲかなくい違いがある．しかし，Ｓ
ＡＣ法の結果にはそのような飛びが見られない．Ｆ－Ｋ法の結果には十勝８８１地点で得られたような高次モードの混入と考えられるが，ＳＡＣ法にはなぜか現われていない．この原因は不明であるが，アレイの大きさによるものかもしれな

い．ＳＡＣ法ではその周期範'11においては内'''１の`１点のデータのみから位ｲ[|速度を求めているのに対し，Ｆ－Ｋ法はさらに周ＩｊＩｌの３点も含めた全７点で位相速度111

SPA7MLA(ﾉｱCCD冊EM7I伽ＣｏＥＦＦｊＣｊＥｊＷ
＋7．０

￣

￣

【、＞

Ｃ
Ｓ

｡

ＦＲＥＱＵＥＮＣＹ旧ｚノ-７．、

Ｆｉｇ．６．５Ｓｐａｔｉａｌａｕｔｏｃｏｒｒｅ１ａｔｉｏｎｃｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔｓｏｂｔａｉｎｅｄａｔ
ｓｉｔｅＦ．

0２ｒ

Ｌ

JＳ川畑月ＩＢ

３／〆

２｛■一一一一』生］。

ＬＩ－．ﾃﾞﾉ3?ｼ;す詞

勺ｊ

７

一ｺﾞ
、）

百〕

０

〃

角一

【ご

２

尹房一・○］］二】②ご玉里ＰＥＲＪＯＤ〔ＳＳＣ

？

ｌ１ｉ１ｉ

。〕

７２３

Ｖ３【と駒／牙。）｛②、Ｅ二一尹岳一・。］］二］めこ一一こ｛②、Ｅ】｝ｕ/２３４
ＰＥＲノｏＤｒｓｅｃノ

ノ

５

＝
Ｕ」

〒’S川ARm

L-liグィイーー

｜■一Ｅ一一重』（】。

/ざ◆●

》〆

・〆

￣

｡

０

０

ノ

４

【油］０１１『〆』（■ご

３

｜好一
７

７２３
ＰＥＲｊＯＤ（ｓｅ｡

７』』一○□］］二］の言一一こ

２ａ山。

‐｜「ｌｌＩＩＩＩＩＩＩＩＩＩＩｌＩｌ１Ｉリーーー「！‐‐‐‐‐‐１１１吟ｌＩＩｌ‐
２

３】Ｓ１ＷＫＡＲノＣ

１■ﾛ■■■■

面『一一一』

２

尹提』。□］］二］の豆重＆Ⅱ「閏、ミニ」

３（②、ミニ）

Ｖ３Mifnノブノ

0２４

７２３

ＰＥＲＪ０Ｄ（ｓｅｅ

ノ

４

￣

｡

Ｆｉｇ．
６．６Ｔｈｅｏｒｅｔｉｃａｌｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｏｆｔｈｅぞｕｎｄａｍｅｎｔａｌ－－ｍｏｄｅＲａｙ]Lｅｉｇｈ△－．Ｖ～ムムーームこしエレユＬＰＬよ･し｡ごｖご｣_Ｕじょし上己ご●Ｌしｍｅ工Ｕｎｑａｍｅｎ℃ａＬ－ｍＯｄｅＫａｙ｣ＬｅエｇｎＷａＶｅＳ，ＣａｌＣＵ１ａｔｅｄ

ｆｏｒｔｈｅ歪ｉｎａユｍｏｄｅｌｓａもｅｉｇｈ亡ｓｉｔｅｓｉｎｔｈｅエｓｎｉｋａｒｉｄｅｐｒｅｓｓｉｏｎ．Ｃ]Ｌｏｓｅｄｃｉｒｃｌｅｓｉｎｄｉｃａｔｅ

ｐｈａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｏｂｂａｉｎｅｄｂｙＴｈｅＦ－Ｋｍｅｔｈｏｄ・ｗｈｉｌｅｏｐｅｎｃｉｒｃエｅｓｉｎｄｉｃａｔｅｔｈｏｓｅｂｙｔｈｅＳＡＣ

ｍｅ亡ｈｏｄ．ＴｈｅぞｉｇｕｒｅａユｓｏｓｎｏｗｓＳ－ｗａｖｅｖｅユｏｃｉ七ｙｄｉｓｒｒｉｂｕ七ｉｏｎａｇａｊＬｎｓｔｄｅｐｒｈ．

工痙

Ｗノノノ１Kノヨ０】「、、Ｅ世）、二

剣

の
△

ＩＩＪ

（○ｍの）□○一に

囚
ｂ～

｛

エて

囚一ロ

》

０

，$)､

山胄止『ヱ（工の（ＦｌⅡⅢ仏

刈へ、、日衲）ｈ二口（□の。ｐＨ料ロ。。）①。①。、Ｈ』。⑪⑩一口□｛にｕｑ｛
囚の、、Ｅ『）、二（。⑪⑩）□○一ａＵｑｎｍ」ス」１００７ヨハヨＳＷ１Ｃノ

－．－ロ

ＩＩ

〃」１ｄヨＯ

ＵＭｎ

、

●

－１
（７）

(ｓ／皿イノｗＩＩＤ(８／uﾉィノ

、

1口

囚

●

￣､

（。即の）ロロ（止山ｑ

。

通

'１

ハ１１００７ヨハヨＳＷ１ｄ

｡

口

、
１１

‘、)､

「￣－－￣－－－－「

(、、．
。ヨ0

⑥０Ｃ，

⑥〕

斗

１

」

,ＵＬｌＯＯ７ヨハヨＳＶﾉﾉ。

囚一●

Ｉ

<Ｉ

０〕
、囚一・

uＪ１ｊ

←－

(Ｃ／luイノス」ノ００７ヨハヨＳＷ１ｃノ

－１

［U〕

(Ｂ／uﾉゲノ

114

を計算している．すなわちアレイの内部で地下構造が必ずしも水平多層構造をなしていないとき，このようなことが起こるのかもしれない．この周期範囲においては一応ＳＡＣ法の値を採用することとした．

地下構造の推定

以上のようなプロセスで求まったレイリー波の位相速度にインバース法を適用して，地下のＳ波速度構造を推定した．Ｆｉｇ．６．６の中に最終的に得られたＳ波速度の深さ分布を描き入れてある．Table6.1には各層のＳ波速度，Ｐ波速度，密度，層厚を示す．各地点とも４～５層構造で近似した．また得られた地下構造から計算したレイリー波基本モードの位相速度の分散Itll線をFig.６．６に実線で描いてある．図に示すとおり，計算値と観測値は良くあっている．

各地点で得られた結果をＳ彼速度橘造の柱状図に簡略し，北側の観測点から順に並べたのがFig.６．７である．石狩低地帯の基醗と考えられる層が，各地点とも最下層として求められている．

この最下層までの深さは北側の石狩Ａ地点で2000ｍ，南側に行くにしたがって浅くなり，石狩Ｅ地点で500mとなる．それ以南はまた急速に深くなり，南端の石狩Ｈ地点では2600ｍの深さになっている．この最下層のＳ彼速度は2Ｊ～3.1km/ｓとなっており，浅いところで小さく，深いところで大きくなる傾向がある．これは石狩低地帯の基盤は新第三紀の堆積岩と考えられており，十勝平野の硬い基盤岩と比較して，その深さによる圧密の効果が大きくＳ彼速度が増加するためと考えられる．

基盤のすぐ上に位置するＳ波速度1.2～L6km/sの層は，微動観測細線の北０１Ｉで速度が大きく，南側で小さい傾向がある．また北側ではその上面の深さが基盤の上昇につれて浅くなるが，南側では厚さのみが変化して，上面の深さは変化していないことがわかる．

以上の特徴から，表面地形からは一続きに見える石狩低地帯は，東西の幅が最も狭くなるＥ地点を境に，南北２つの堆積盆地構造をなしていると考えられる．

１１５

ａｔ８ｓｌｔｏｓｌＩｌｔｌｌｅＴａｌ)ｌｅ６．１ＦｉＩｌａｌｌⅡｏ(ｌｅｌｓｏｌ)ｔａｉｌｌｅｄａｔ８

ｄｅｐｌ･ｅｓｓｉｏＩｌ．’

Ｓｌｌｌｌ《AＲＩＡ

1`,Ｗｌ;１１１ⅡCKNS(１ｍ）Ｖｓ（km/s）Ｖｌ）（k､/s）Ｐ（g/cｍ刊）

３１

５

３０４９８

２９
８２

７９０

９１

●●０００

661

口■Ⅱ６■■⑪〃②、〃凸の〃ぬ

２０

●●●●□

１．

■ⅡⅡ■日日ハシレ、｜〃】一山』

５０

０３１７５

０．

２５９３０

０．

２５

ＣＤ■●●

０５

〈肌叩〉〈叩叩〉〈叩叩〉●■■■、五Ｊ

２３４５

０．

ＳｌＩｌＫＡＲＩＩｌl,AYll1l1ⅡCKNS(k､）Ｖｓ（k､/s〉Ｖl）（k､/s）Ｐ （E/cｍ]）
０．

２０

０．

２５

０．

１６

０．

３０

０．

１１１

１．

２０

１．

５９

３．

０５

●、●●●

０５

■Ⅱ８■Ⅱ８一ｍ〃』ハモリニニハ〉

２３１５

0．

６１

１．７３

８５

１．８６

１９

２．０１

１４

２．２５

３１

２．５８

ＫＡＩ（

|,AY1;lllllCK1IS(k､）Ｖｓ（klil/s）ＶＩＤ（k｢l/s）/)（g/cml]）
１．８１

５６

１．９３

５８

３．１１

５６

１．５１

Ⅱ

●●ＯＧ

`1４

白日０■■■■ｍ／】、｜〃』●●●●小叩ｖｎｍｕ■ⅡⅡへ〃』

１１１

０．

３２７

２３４

’

０．

１ＩＩ

0．

８５
０１
２０１

`1７

）

l`AYllllI11CXⅡＳ(k､）Ｖｓ（kIwl/s）Ｖl）（k､/s）ノ)（g/cm]）

116

０‘１
１３
１１‘Ｉ

■、●●

２．

７７

■■■８Ｑ■８ハク』小〃⑭

１．

●●●●

０．

０．‘1０

｜■■且□■■ハモニリハイ》’

０．１５

７７９０

０．

３５５１

２３４

0．１５

８２
０１

２５
３７

ｌｓｈｉｋａｒｉ

Ｔａｂｌｅ６．１（ｃｏｎｔｉｌｌｕｅｄ）

ＳｌＩｌｌ《ＡＲｌｌ１

MYl1llTllC}(ＮＳ(１ｍ）Ｖｓ（km/s）ＶＩＤ（k､/s）ノ)（g/cln3）
｜、

２．

３３

`１．

●●■

１．

`10

８１
一日■＆ハーァ】一ｍ〃』

５０

Ⅲ０６６

３７

７８８

０．２０

●●●●

２３州

０．１５

〈｜叩叩小川叩０’８１、｜〃】

０．１５

８８
１９
４２

ＳｌＩｌＫＡＲＩＦ

MYl;11111CKNS<1ｍ）ＶＳ（１ｍ/s）ＶI)（km/s）/〕（g/cnJ）
０．

６

１．

１

２．

７８

■０００

３

■Ⅱ０凸ⅡⅡハク】⑪『⑭

０．

８２５５

５５０

１．

１１

２３４

０．

－‐・処Ｉ

0．

１．８２

９８

１．９３

５０

２．］１

９２

２．３８

ＫＡＩ（’（；llYI;I（．|11(:KNS(k､）Ｖｓ（kⅢ/s）Ｖｌ)（kllI/s）ノ）（g/cInJ）
４６７２

３０
８０

、●●●

１．
２．

８９１５

lＵ

日日０□Ⅱ８⑪一夕Ｐ⑪／】

７０

２８２８

０．

●●●Ｏ

４２

８０７８

0．

ＢⅡⅡ（叩グ】⑪一夕』’加。

■●●

ハ叩〉八町ｕ、夕回

２３４

１５

２５

１１１１<Ａｌ（

LAY1i1lTllCK11S(k､）Ｖｓ（k､/s）ＶＩ）（klI/s）ノ)（8/cnｺ）０■●ハ印〉〈ｍＵ、〃□

２３Ⅷ

１５

０．

４８

１．８７

１．８７

２５

０．

７７

２．１６

２．００

２０

１．

３２

２．７５

２．１７

３．

００

５．２３

２．５７

1１７－

ＮＣＲ７ｈＩ
－－－

ＳＣＵＴＨ

ＡＢ

日lIl
１ＣＯＯ、

１．４

-

／

-

0◎

卿

|／／

)ＣＯＤ、

￣

ま弓‐ず韓己｡:ＯＩＯ:o8fpf鐸.１

Ｆ鐘｡:｡:屯｡.｡(

;L3i

y・ａ

2ＣＣＣ

ｆｒｏｍ1ｏｎｇ－ｐｅｒｊＬｏｄｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓ，ａｌｏｎｇｔｈｅｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓｉｔｅｓ．

ａ]LｉｇｎｅｄｆｒｏｍｎｏｒｔｈｔｏｓｏｕｔｈｍＦｉｇ．６．７Ｐｒｏｆｉｌｅｓｏｆ七ｈｅＳ－ｗａｖｅ ｖｅ１ｏｃｉｔｙｓｔｒｕｃｔｕｒｅｅｓｔｉｍａｔｅｄ

川

Ｉ騨轤

。〉

篝￣

》鐇耐刊》》□ａＭ５Ｍ‘
團川.9Ｍ．

鬘、

ｊＣＯＣｍ

￣

》鞆典

3L1’

議篝

Ｒ－

ＣＤＥＦＧ

第４節他の地球物理学データとの上臓
Ｐ波速度検層データとの比較
Ｐ波速度検層のデータを，そのごく近傍で長周101微動から得られたＳ彼速度柵造と比較してみる．

Ｆｉｇ．６．８は石狩Ｇ地点の長周期微動観測から得たＳ波速度の深度曲線と，「ｉＷ１
１ＩｌＳＫ－４」坑井のＰ波速度検層から得られたＰ波速度の深度''１１線を比較したものであるＰ波速度は超音波を使い非常に細かくil11I定されたもので,およそ300m/ｓのバラつきを持ちながら，深さとともに次第に速度が増加している．図では大局的な速度変化を見やすくするため，５０ｍごとにその間の平均的な値をプロットしてある．

これを見ると深さ１１００～'200,,2500,,4200ｍでＰ波速度が増加しており，
2900～3100ｍの深さでは速度が減少している．そのうち2500ｍの増加部は石狩低地帯で基盤岩と考えられる新第三紀｢１１新'１初lUlの滝の上層の上ｉｍに対応している．
この地域で長周jﾘ|微動から得られたＳ波速度描造の推定限界は3000ｍ程度である．この深度以浅のＳ波速度の境界は，深さ2500ｍでＰ波速度１１杣Ⅱ部とよく対応している．しかし’100～1200ｍにあるＰ波速度の1W加部に対応する境界は見られない．なお，1200ｍのところにＳ波速度の境界をつくり，その上下の層のＳ波速度の初期値を変えてインパージョンを試みたが,結局上下の層ともＬ３ｋｍ/sのＳ彼
速度に落ち着いてしまう．Ｆｉｇ．６．９とFig.6.10は上下の層のＳ波速度を少しずつ変化させたときの位相速度の変化を示したものである．主に上の層は周期ｌ～４秒の，下の層は1.8秒以上の範囲の位相速度の変化に影響を与えるため，両者の変化の変化を組み合わせても，上下の層のＳ波速度に差がある限り観測値をうまく説|ﾘ)できないことがわかる．このことから，深さ1200ｍ付近ではＳ波速度柵造に顕著な境界はないと推定される．
1200ｍ付近ではＳ波速度には変化がなく，Ｐ波速度のみがＷⅢしていることになるが，これは決して不自然なことではない．このようなＰ彼速度とｓ彼速度の境界の不一致は，例えば，堆積層が水で飽和している場合などでは，当然見られることである．

119

０

Sl1AVEVELOCI1Y('１１/s）
２０００

PlIIAVEVEUOClTY(111/s）

40001000３０００５０００

1000
〆￣ヘ

日
軸伯″

０
０
０
２
０
０
０
３

ｍ［伊仏国口

4000

Ｆｉｇ．６．８ＣｏＩｌｌｐａｒｉｓｏｌｌｂｅｔｗｅｅＩｌＳ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｊｔｙｄｉｓｔｌ･ｉｂｌｌｔｉｏｎ

ａｇａｉｌｌｓｔｄｅｐｔｌｌｄｅｒｉｖｅｄｆｒｏⅡｌｔｈｅＩＩｌｉｃｒｏｔｒｅｌⅡｏｒｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｌｌａｔ

ｓｉｔｅＧａｎｄＰ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｙ（lｉｓｍ･ｉｂｕｔｉｏｌｌｏｂｔａｉＩｌｅｄｌｌｅａｌ・ｓｉＬｅ（〕
ｂｙｃｏｌｌｔｉｌｌｕｏｕｓｖｅｌｏｃｉｔｙｌｏ豚．

120

SwAVEYELOCITY（Ｍｓｌ

Ｏ２４

ゲョ

｡

２

Ｅ
－座

ニニグ

２

｜」」］□

．ユ

３

（蜆へ二塁）シ伊閂。Ｃ日田ン閨いく｝一旦

￣

[、＞

￣

一

０

ユ

２

Ｓ
－

ＰＥＲエＣＤ

(s）

空

Ｓ

４

Ｆｉｇ．６．９Ｖａｒｉａｔｉｏｎｏｆ ｔｈｅＲａｙエｅｉｇｈｗａｖｅｄｉｓｐｅｒｓｉｏｎｃｕｒｖｅｄｕｅ

ｔｏａｃｈａｎごｅｉｎＳ－ｗａｖｅ ｖｅ１ｏｃｉｔｙｉｎｔｌｌｅｕｐｐｅｒｈａｌｆｏぞｔｈＬｅｔｎｉｒｄ
ｌａｙｅｒａｓｓｈｏｗｎｉｎｔｈｅ

ｒｉｇｈｔＨｇｕｒｅ．

司のＰ⑰芦Ｉのロ【の⑪ロ⑰ロ。⑰ｏ但

口角Ｈ昌揖①ロ但哨ｏ明Ｈ⑰ロ山の彦。【のロ伊ロ『湯掲ＨＯｏＨのＰ①昌倶ロＲ口彦○二⑩切甸四①崗甸［、の料口、Ｈ贈ｐｇ印Ｒ』の。◎のＰ四コｏｐｏＲ切凹の。⑪ＨＣのＰ⑰ごロ⑪［①【尻⑰四①ロ■ 哨ｏｐｏＲｕ⑰Ｈ■⑪ＰｏＨ・の．ｍＨ仏●（い）ＱｏＨ函山口
IＤ

勺

の

囚

ｏも

｡

Ｈ１ｄヨ0

計

、QＧ

。

⑭－１

臣）『【

(ｕｌィ

(｡

(ｓ/Ⅲ>0人Ｌ1.01ヨハヨSVlld

122

同一ｍ這二筐一己ロー〕二二の○バイブロサイス反射去探査結果との比較
微動観測から得られたｓ彼速度構造をパイブロサイス反射法から得られた地下構造と比較してみる．

反射法「長沼８５」測線の深度断面に微動観i1111地点Ａ，ＢのＳ波速度構造の境界面をそれぞれiIlll線上の対応する位置に描いたのがFig.6.11である．またFig.６．
１２は石狩低地帯南部の「苫小牧８６」測線の深度断面に微動観測地点Ｇ，Ｈの結果を同様に書き入れたものである．

石狩Ａ地点では，深さ400mと800mの|ﾘﾘ瞭な反射面が微動観測から得られたＳ波
速度境界と一致している．また'800ｍの深さの反射面はＳ波速度橘造の2000ｍの境界に相当すると考えられる．

石狩Ｂ地点では，深さ400ｍと1800ｍの反射面がＳ彼速度榊造の境界と対応している．しかし，Ａ地点で1800ｍにある反射面から続く1500ｍ付近の反射面に対応するｓ彼速度の境界はない．

南側の堆積盆地にある石狩Ｇ，Ｈ地点では，両地点とも深さ400mの反射面はＳ
彼速度構造の境界面と一致している．しかし，基盤がある2500～2600ｍの深さには明瞭な反射面が存在しない．前節で示した石狩Ｇ地点近傍のＰ波速度検層の結果にははっきりと2500ｍの速度境界が存在しており，反射法探査に限界があることを示している．

強い反射波はＰ波速度の急変部で発生するが，2500ｍの部分のように速度が滑らかに変化する場合には反射波は生じない．また凝灰岩の挟み層のように速度コントラストが大きい層がある時には，それが非常に薄い場合でも強い反射波を発生させることがある（石井，1976）．

また反射法における速度解析は精度が悪ければ，深度断面の図に誤差を生じさせる．またＰ波速度検層ではＰ波速度は超音波を使い，かつ自動読み取りで求めるため，実際の弾性波速度とは系統的にずれることが多い(KENNETT,1979)．事実，「苫小牧８６」測線で速度解析によって求められたＰ彼速度と坑井データから求
めた時間一平均速度曲線を比較すると，往復走時１秒以降では反射法による速度の方が相対的に速く求まっている（浅野，1989〉．

以上概略的に反射法による反射断面を長周期微動観測から得たｓ波速度構造と比較してみたが，反射面の深さがｓ波速度の境界の位置とうまく対応するところ

1２３

Ａ

Ｂ

○

ワ

ー

（巨凶）

￣

国伊曰陸□

￣

[、＞

バ
ー

Ｓ

Ｓ

ユ○

Ｆｉｇ．６．１１Ｐｒｏｆｉエｅｏｆｄｅｐｔｈ－ｃｏｎｖｅｒｔｅｄｓｅｉｓｍｉｃｒｅｆｌｅｃｔｉｏｎ
ｓｅｃｔｉｏｎｆｏｒユｉｎｅＮＡＧＡＮＵＭＡ８５．ＢｏｕｎｄａｒｉｅｓｏｆＳ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｙ
ｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓｄｅｒｉｖｅｄぞｒｏｍｔｈｅｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎａｔｓｉｔｅＡ

ａｎｄＢａｒｅａｌｓｏｄｒａｗｎｉｎｔｈｅｆ・ｉｇｕｒｅ．

￣

詞●

Ｈ▼

尅江

》

Ｇ▼

○

幻●

つ

￣

Ｓ

甲［』〕△ロロ

ｓ；

△

（ロ〔割）

-

Ｓ

ユ○

幹エ＝

■茸

記々

み■

⑰の

＆￣

０＝

津

Ｆｉｇ．６．１２Ｐｒｏでｉｌｅｏぞｄｅｐｔｈ－ｃｏｎｖｅｒｔｅｄｓｅｉｓｍｉｃｒｅｆエｅｃｔｉｏｎ
ｓｅｃｔｉｏｎ芒ｏｒｌｉｎｅＴＯＭＡＫＯＭＡエ８６．ＢｏｕｎｄａｒｉｅｓｏｒＳ－ｗａｖｅｖｅｌｏｃｉｔｙ
ｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓｄｅｒｉｖｅｄｆｒｏｍｔｈｅｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎａｔｓｉｔｅＧ

ａｎｄＨａｒｅａユｓｏｄｒａｗｎｉｎｔｈｅ笹ｉｇｕｒｅ．

もあり，対応しないところもある．

非常に多額の費用をかけて行われるボーリング探査や反射法探査は，実はＳ波
速度構造探査という目的においては，あまりふさわしい探査法とは言えないことが示された．

1２６

第７章結論

本研究の目的は，自然のエネルギーである長周期微動を使って1000ｍオーダーの深いＳ彼速度構造を定量的に推定する方法を確立することにある．
本研究で得られた結果は次に示すとおりである．

1．周期１～５秒の長周期微動は海洋波浪に深く関連して発生し，表面波として堆積層中を伝搬する．

２．長周期微動の卓越周期やパワーは，発生源の影響を強く受けて大きく変化することから，それだけでは地下梢造推定には応用できない．

３

長周期微動に含まれるレイリー波の上下・水平振幅比は地下の構造のみを反映した関数であるが，水平動成分にはラブ波も混入しており，それらの定量的な分離なしに地下構造推定に応用することはできない．

４

ある広がりを持ったアレイで長周期微動を観測した場合，それに含まれる表

面波の位相速度は，そのアレイ領域の地下橘造を反映しており，特にＳ彼速度に強く依存している．また位相速度は分散性を持っており，短周期の位相速度は浅いところの，長周期は深いところの榊造の影響を受けている．したがって，広い周期域の位相速度を観測し，それにインバース法を適用することによって，表層から地下深部までのＳ波速度構造の定量的な推定が可能である．また，長周期微動の上下動成分にはレイリー波しか含まれていないため，他の波との分離作業が不要で解析が簡単になるとともに，ｌ成分観測ですみ，野外作業も簡単になる．

５

微動に含まれる表面波の位相速度の推定法にはいくつかあるが，その[１Jで精度の良いものとして，空間自己相関法と周波数一波数法である．これら２つの方法を同一地点に適用し位相速度を求めた結果，両者は非常によく一致した．

１２７

６．十勝平野の１８地点および石狩低地帯の８地点において，10台の長周期地震計を用いた一辺２．５kmのアレイ観illlを実施し，周期ｌ～５秒のレイリー波の位相速度を求め，インバース法を適用して深さ最大2600ｍまでのＳ波速度構造を推定した．

７

地震計の個数が増え，アレイの規模が大きくなると，観測が大がかりとなるが，各地震計の記録を独立に記録できるように機材を改良したことにより，
親i川I作業を大幅に軽減できた．

本研究で使用した方法を使うことにより，他の地球物理学的手法では直接求めることのできなかった，1000ｍオーダーの深いＳ彼速度構造を定量的に決定できた．そういう意味で，長周期微動に基づく地下梢造探査法は，本研究によって確立されたといえる．

今後の課題として

1．水平動成分に含まれるラブ波の位相速度や表面波の高次モードの位相速度を求め，より一層正確な地下構造推定に使うこと，

２．１～数ヘルツの高周波数の微動に適用し，表層付近の微細な橘造の推定を行
うこと，

３．周期数秒以上の長周期微動のパワーが小さくなる周期域において位相速度を求め，より深い地下のＳ波速度構造を推定することなどが，残されている．

大地震の際に発生する強震動を研究する基礎データを得るために，また石油・温泉探査における－つの重要な手法として，本研究で確立した地下構造推定法は今後大いに活用され，さらに発展していくに違いない．

１２８

謝辞

本研究に着手して以来，今日に至るまで，終始懇切なるご指導を賜った北海道

大学理学部岡田魔教授には心から感謝し，厚くお礼申し上げる．
本研究で使用した観'(''計器の多くは北海道大学理学部森谷武男助教授の手によるものであり，これらの計器なくしては本研究を進めることができなかったであろう．また同助教授と北海道大学11M学部笹谷努識｢Iiliの観illll協力および議論は非粥に有益であった．帯広畜産大学小柳敏郎教授には観測の際，多くの手を煩わすと同時に，解析作業を－部手伝っていただいた．北海道大学理学部山本'ﾘ｝
彦,wi士には十勝地方の重力異粥のデータを提供していただいた．データ処理の一部には北海道大理学部附属海底地震観ｉｌＩ１ｌ施設，同附属地震予知観iH''地域センターの計算機を使用させていただいた．関係各位に深く謝意を表す．
本,ﾘﾄ究のもととなった観i''Ｉは，北海道大学の学生諸氏をはじめ，多くの方々の協力があって初めて実施できたものであり，以下に名前をあげて深く感謝する・

日高英治氏，峰岸政人氏，坂尻直巳教授（八戸工業大学），志賀信彦氏，坂本稔
光氏，本,',満雄助教授（旭１１|工業専''１]学校）’桂重樹博士（帯広畜産大学）’

竹鼻敏治氏，佐久間紀呼氏，新津健次氏，古村孝志氏，棚橋真理子氏,酒井慎一
氏，坂下晋氏，宮腰研氏，渡辺儀輝氏，小丸安史氏，小平秀一氏’１'１１谷英樹
氏，誠秀氏，鈴木博人氏，平田賢治氏，池田美津子氏，［'1谷正史氏，成田登氏，後藤』,L俊博士（室閲工業大学），太田昌宏氏（室蘭工業大学），高西昇司
氏（室蘭工業大学），宮崎消和氏（室閲工業大学）．

1２９

参考文献

ＡＫ［，Ｋ・’１９５７．ＳｐａｃｅａＩｌｄｔｉｍｅｓｌ)ｅｃｔｒａｏｆｓｔａｔｉｏ】ｌａｒｙｓｔｏｃｌｌａｓｔｉｃｗａｖｅｓ，

ｗｉｔｈspecialrcferencetomicrotremors・BIlノ1．Ea1rt1)q・BeS・’１１s１．，
３５，４１５－４５６．

浅野周三（研究代表者），1989J､震動予il(１１粘密化のための地下深部構造の研究．
文部省科学研究費自然災害特別研究成果報告書
ＡＳＴＥＮＭ．Ｗ・ａｎｄｊ．Ｄ・IlENSTRll)ＧＩ】，１９８４．ＡｒｒａｙｅｓｔｉｍａｔｏｒｓａＩｌｄｔｌｌｅｕｓｅｏｆ

ｍicroseismsforrecollIlaissaIlceofsedimeIltrybasiIls・Gcol)1)ySirs，４９，
１８２８－１８３７．

ＢＬＯＣⅡ，Ｓ・ａｌｌｄＡ．Ｌ・｝IALES，１９６８．ＮｅｗｔｅｃｈⅡｉｑｕｅｓｆｏｒｔｌｌｅｄｏｔｅｒｍｉｌｌａｔｉｏｌｌof

surfacewavephasevelocities．BIlll、SPjS・SOC・ノ|me町58,1012-1034．
CAPON，』．，１９６９．｝Iigb-resolutionfrequeIlcy-wａｖｅｎｕｍｂｅｒｓｐｅｃｔｒｕｍａｌｌａｌｙｓｉｓ、
１)roc・IEEE，５７，１ｲ08-1418．
ＣＡＰＯＮ，」．，１９７０．ＡｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｓｏｆｄｅｔｅｃｔｉｏＩｌａｌｌｄｃｓｔｉｍａｔｉｏｎｔｈｅｏｒｙｔｏ

ｌａｒｇｅａｒｒａｙｓｃｉsmology、ノ)1.0F・IEEE，58,760-770．

GUTI1NBERG,B・’1958.Microseisms､MvalwsjllGcol〕MIjrs,5,53-92.
}IASKI)ＬＬ，Ｎ、Ａ・’１９５３．ＴｈｅｄｉｓｐｅｒｓｉｏＩｌｏｆｓｕｒｆａｃｅｗａｖｏｓｏｌｌｌⅡｕｌｔｉｌａｙｅｒｅｄ

ｍｃｄｉａ・BIlⅡSeiS@s“／lmOr,143,17-3ｲ．
ＩｌＥＮＳＴＲＩＤＧＥ，』．，.，１９７９．ＡｓｉｇＩｌａｌｐｒｏｃｅｓｓｉＩｌｇｍｅｔｈｏ(ｌｆｏｒｃｉｒｃｕｌａｒａｒｒａｙｓ・

ＧＭ)Ⅲ)sics，Ｍ，179-184．

日高英治，1985．長周!U|微動からＩＩＩｉ定されるレイリー波位相速度とＳ波速度柵造．
北海道大学修士論文．
ＨＯＲ１ＫＢ，Ｍ､，１９８５．ＩＩｗｅｒｓｉｏｎｏｆｐｌｌａｓｅｖｅｌｏｃｉｔｙｏｆｌｏｌｌｇ－ｐｃｒｉｏｄｍｉｃｒｏ－
ｔｒｏｍｏｒｓｔｏｔｈｃＳ－ｗａｖｅ－ｖｅｌｏｃｉｔｙｓｔｒｕｃｔｕｒｃ（1ｏｗＩｌｔｏｔｈｃｂａｓｅｍｅＩｌｔｉｎ

Ｕｒｌ)aⅡizedareas．』．})ＩｌｙＳ．Ｅ､川11,33,59-96．

石井吉徳，1976．反射と音響インピーダンスについて．物理探砿，２９，６，１－１０，130

鏡味洋史・太田裕・後藤典俊・塩野計司・工藤一害・坂尻直巳・成瀬聖慈・出原孝示・竹内文肌1976．やや長周期の微動剛l(||と地震工学への適用（３）-1968年十勝illl地震のＳＭＡＣ型強震計記録との比較一．地震Ｈ，２９，１'１７－
１５８．

ＫＡＧＡＭＩＩＩ.，Ｃ、Ｍ・ＤＵＫＥ，Ｇ、Ｃ・LlANG，ａＩｌｄＹ・O11TA，１９８２．Ｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｏｆｌ－

ｔｏ５－ｓｅｃｏＩｌｄｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓａＩｌｄｔｈｅｉｒａｐｐｌｉｃａｔｉｏｌｌｔｏｃａｒｔｈｑｕａｋｃｃＩｌｇｉ－
Ｉ１ｃｃｒｉｌｌｇ，ｐａｒｔＩｌ：ｅｖａｌｕａｔｉｏｎｏｆｓｉｔｅｏｆｆｅｃｔｕｐｏｎｓｅｉｓｍｉｃｗａｖｅａｍｐｌｉ－

ｆｉｃａｔｉｏｌｌｄｕｅｔｏｅｘｔｒｅｍｅｌｙ（loepsoildcposits・Bllll・Ｓｃis、so｢・AmC町72,987-998．

鏡味洋史・堀田淳・太田裕・収尻直巳・吉Ｈ１厚司・[１１[1J愛一郎・久保寺章，1983．やや長間191の微動観ｉｌＩＩと地震工学への適用（８）－波浪との同時比較
観illll-・地震Ｈ，36,609-617．
活断層研究会，1980．日本の活断層一分布図と資料．東京大学}１１版会ＫＥＮＮＥＴＴ，Ｐ．，１９７９．ＷｅｌｌｇｅｏｐｈｏＩｌｃｓｕｒｖｅｙｓａＩｌ(ＩｔｌｌｅｃａｌｉｂｒａｔｉｏＩｌｏｆａｃｏｕｓｔｉｃ

ｖｅｌocitylogs．Ｉ)cvelopmeⅡtsillGeophysicalExploratioIlMethod-l（A、Ａ・FITCHed.），Ａｌ)pliedScioⅡcePublisllorsLTD，LoIldolL

小林喜久二，198Ｌやや長周jUl微動による深い1Ｍk橘造の}１t定に関する研究．東京工業大学博士論文．

工藤一喜・太田裕・後藤典俊・鏡味洋史・塩111計司・坂尻直巳・成瀬聖慈・出原孝示・竹内文朗，1976．やや長周期の微動観illllと地震工学への適用（４）－Array観illllによる微動伝lili性の検討一．地震Ｈ，29,323-337．
ＬＡＣＯＳＳ，Ｒ、Ｔ､，ｌ)．」．ＫＥＬＬＹ，ａｌｌｄＭ．Ｎ・TOKSOZ，１９６９．ＥｓｔｉⅢａｔｉｏＩｌｏｆｓｅｉｓ－ｍｉｃＩ１ｏｉｓｅｓｔｒｕｃtureusiⅡgalTays、Gool)hysics，３４，２１－３８．
ＬＩＡＷ，Ａ・ＬａｌｌｄＴ．Ｖ・McEVlLLY，１９７９．ＭｉｃｒｏｓｅｉｓｍｓｉＩｌｇｃｏｔｌｌｅｒｍａｌｅｘｐｌｏra-

tioIl-studiesiIlGrassValley，Nevada・Geo1)1))isics，Ｍ，1097-1115,
LONGUI1T-1IlGGINS，ＭＳ.，１９５０．ＡｔｈｅｏｒｙｏｆｔｈｃｏｒｉｇｉＩｌｏｆｍｉｃｒｏｔｒｅｍｏｒｓ．

Ｉ)Ｍ１・T1Yllls.，no)'・SOC・ＬｏＩｌＩ１ｏＬＡ，２３４，1-35．
ＬＵＤＷＩＧ，Ｗ・」．，』．})．NAFE，ａｎｄDRAKE，１９７０．ＳｅｉｓｍｉｃｒｅｆｒａｃｔｉｏＩ１．７脈Ｓ(Dfl，l-L53-84.

131

MARQUARDT，，．Ｗ・’１９６３．Ａｎａｌｇｏｒｉｔｈｍｆｏｒｌｏａｓｔｓｑｕａｒｅｓｃｓｔｉｍａｔｉｏｌｌｏｆ

IloIlliIlearl)aramcteTs．Ｊ、SOC・ＩⅡl111st．／１１)1)１．１IatIル11,431-441．
松島雌・岡田広，1989．微動に含まれるラブ波の識別（その２．長周jU1微動への応用）．地震学会1989年度秋期大会．

森谷武男，1986．微動および爆破地震動観illll用データレコーダー．長周19|微動の広帯域アレイ観ilIllとその碓率過懸としての'１$空間変動特性の研究，’１肝[160年度文部省科学研究費補助金（総合研究（Ａ））研究成果報告書（研究代表者岡、広），99-10ｲ．
成iii聖慈・出原孝示・竹内文朗・太田裕・鏡味洋史・後藤ＪＩＬ俊・塩野計司・工藤一喜・坂尻直巳，1976．やや長周期の微動観illIlと地震工学への適用（２）－微動の卓越周川1と地下構造の関係一．地震Ｈ，29,25-32．
新妻信|リル小西健二・和田秀樹・北里洋・天野一男・箕iili幸治,1982.既存ボーリング資料集．「学術ボーリング計画の研究」（代表者新妻信明），静岡大学理学部．

岡孝雄・二間ｉＷｉｉ列・秋田藤夫，198ｲ．十勝平野｢１１央部の深層熱水一地下llii造および開発の現況一．地下資源調査所報告，55,33-56．
岡孝雄，1986．北海道の後j9l新生代ｌＩＩｉ積盆の分布とその形成に関わるテクトニ
クス．北海道の地質と構造通勤，地団研専報，31,295-320．

岡[[｜広・坂尻直巳，1983．やや長周期微動による地下櫛造の１１t定．北海道大学
地球物理学研究報告，42,119-143．

岡ＩＪＩ広・松島雌・日高英治，1987．長周期微動に含まれる表面波の位相速度ｉＩｔ定法について－空間自己相関法と周波数一波数法の比較一．北海道大学地
球物理学研究報告，49,53-62．

岡田広・松島他，1989．微動に含まれるラブ波の識別（その１．理論的考察について）．地震学会1989年度秋期大会．

坂尻直巳・成瀬聖慈・竹内文朗・吉)||賢一・後藤典俊・太田裕，1974．やや長刷り|の微動観il('１と地震工学への適用（１）一八戸市における予備観ｉｌｌ１ｌ－．地震Ｈ，27,338-35Ｌ

塩野計司・太田裕・工藤一喜，1979．やや長同ＭＩＩの微動観iIII1と地震工学への適ハ］（６）－微動に含まれるRayleigh波成分一．地震Ⅱ，32,115-124.
132

TALWANLM.,』.L・WORZEL,aI1dMLANDISMAN,1959.Rapidgravitycom-

putationsfortwｏ－ｄｉｍｅｎｓｉｏＩ１ａｌｂｏｄｉｅｓｗｉｔｈａｐｐｌｉcationtothe

MendociIlosubmarincfracturezol1e．』・Geol)l1ys、HGS.，64,49-59．
土田肇・倉田栄一・須藤克子，1969.1968年十勝沖地震とその余震の港湾地域における強震記録．港湾技術資料，８０．
ＹＡＧLOM，Ａ、Ｍ､，１９６２．ＡｎｉｎｔｒｏｄｕｃｔｉｏｌｌｔｏｔｈｅｔｈｅｏｒｙｏｆＳｔａｔｉｏｌｌａｒｙＲａＩｌｄｏｌｎ
ｆｕｌｌｃｔｉｏｎｓ・Ｐｒｅｎｔｉｃｅ－Ｈａｌｌ，ＥｎｇｌｅｗｏｏｄＣｌｉｆｆｓ，ＮｅｗＪｅｒｓｅｙ・

山本明彦・松島健・笹谷努・大島弘光，1989．十勝平野の重力異常と地下構造．日本測地学会第７１回講演会．

133