(1)課題番号：0105
(2)実施機関名：東京大学地震研究所
(3)課題名：島弧地殻不均質に関する観測研究
(4) 本課題の5ヵ年計画の概要とその中での平成13年度までの成果
(4-1) 「地震予知のための新たな観測研究計画の推進について」（以下、建議）の項目：
III-1-(1) 定常的な広域地殻活動
(4-2) 関連する「建議」の項目(建議のカタカナの項目まで)：
III-1-(1)ウ，III-1-(2)イ，ウ，エ．III-2-(1) エ，オ．
(4-3) 「5ヵ年計画全体としてのこの研究課題の概要と到達目標」に対する到達した成果：
北海道日高衝突帯における総合的観測研究においては，日高衝上断層付近の詳細な構造が求められつつある．特に，本探査領域においても地殻剥離現象を示唆する結果が得られた．これは，地殻の変形様式の解明に大きく貢献するものである．更に，この構造と詳細な地震活動を比較することによって，この地域の応力状態についても新たな知見が得られるものと考える．今後は，日高山脈西側の褶曲断層帯の深部地下構造について，より精密な解析を行う予定である．
一方，東海・中部地域における海陸合同地殻構造探査は，海洋科学技術センターとの連携研究として実施されたものである．地震予知と密接に関連するプロジェクトとの連携の一方法を確立したと言える．この探査では，フィリピン海プレートからと思われる明瞭な反射波を観測した．このような反射波は，過去の実験でも報告されており，総合的に調べることによって．プレート境界の物理的特性に関する新しい知見が得られると期待される．また，本観測は，陸域の観測からもプレート境界に関する研究が可能であることを示したと言える．このことは，今後の研究計画策定の上でも重要である．
(5)平成13年度の成果の概要：
(5-a)北海道日高衝突帯における総合的観測研究
1999-2000年の島弧地殻変形過程のプロジェクトは，北海道日高衝突帯を中心とする地域で実施された（図1）．この地域では，中新世以降に千島前弧の東北日本弧側への衝突が進行している．この衝突運動は，太平洋プレートの沈み込みとともに，北海道（特にその南半分）の応力場の支配要因と考えられている．1999年は北海道をほぼ東西に横切る227 kmの屈折法地震探査及び日高山脈東山麓から十勝平野までの反射法地震探査が行われた．前者は，千島前弧から衝突帯を経て東北日本弧までの大局的な構造の解明を目指したものである．一方反射法地震探査は，千島弧側の衝突様式のマッピングを目的とした．更に，日高山脈周辺において定常観測点の他に衛星テレメータによる稠密観測が行われた．この観測2000年まで継続して実施された．2000年度は，日高山脈西山麓から石狩・苫小牧低地帯の褶曲断層帯下の深部構造の解明を目指した．
1999-2000年のデータ解析から得られた屈折法モデルを図2に示す．このモデルによれば，十勝側の明瞭な地殻内反射面が西上がりの形状を示している．これは少なくとも千島弧側地殻の上部が東側に衝上していると考えられる．一方，断層褶曲帯下のデータが，地殻内に明瞭な速度の逆転があることを示している．これは，基礎誌錐のデータとも調和的である（香束，2001）．
(5-a-1)日高衝突帯及び千島弧側の地殻構造
今年度は，反射法のデータに対し，屈折法的解析をも組み合わせることによって，より詳細な構造を出すことを目指した．この解析によれば，衝突の境界と考えられる日高衝上断層の東側の速度が5.9-6.1 km/sであり，その周囲と比べて0.1-0.2km/sほど有意に速い．更に，この高速度の領域は，高Vp/Vs（1.8-1.9）である．また，日高衝上断層につながると見られる明瞭な西上がりの反射面が深さ17-10kmの範囲に確認された．これは，以前提出された屈折法モデルによる十勝平野下の反射面の西側延長であると考えられる．これらの結果は，千島弧側地殻の一部が衝上していることを裏付けるものである．また，日高衝上断層の東側の部分が千島弧を構成する中・下部地殻であるという岩石学的な観測事実と矛盾しない．一方，日高山脈中央から西部では，深さ10-15kmに東上がりの反射面が発見された．これは，東北日本弧の地殻内反射面であると考えられる．
更に，反射法データの再解析によって，西上がりの反射面の下の深さ25kmにほぼ水平の強い反射面のあることがわかった．この面からの反射波は極めて顕著である．このような観測事実を説明するには，西上がりの面と水平な面に挟まれた領域の速度が極端に低下しているか，或いは，水平の反射面が構造を持っている（例えばlamination構造）といった複雑な構造を考える必要があろう．図4には，反射法データをmigration処理した結果を示した．この処理にあたっては，図3で述べた屈折法結果を静補正及び速度解析に反映させてある．これらの結果から，この実験の行われた日高衝突帯の北部においても少なくとも地殻の上部（厚さ23-25km）の部分が剥離して衝上していることは明らかと考える．しかしながら，地殻下部がどのような変形を受けているのかは，未解決である．しかしながら，衝突帯南端で見られたような顕著な楔型の剥離現象とは異なっている可能性が高く，衝突様式に地域性があるのかもしれない．
(5-a-2)日高衝突帯前縁の地殻構造と第四紀後期の水平短縮速度
北海道中軸帯の西側には南北方向の褶曲・断層帯が形成され，地震活動やそのフロントに形成されている活構造から，東西方向の短縮変形が進行していることが知られている．日高山脈西部の断層-衝上断層帯の先端部（図5）において，浅層反射法地震探査と既存データの解釈も含めた総合的な地質構造の解析を行い，伏在する主衝上断層のスリップレートを検討した.
浅層反射断面・馬追2000（図6）において既存の試錐資料との対比によれば，後期中新世から鮮新世の荷菜層より上位の層が堆積時中に丘陵が成長したことを示すgrowth strataを構成している．よって，馬追丘陵は遅くとも荷菜層堆積後(3.5Ma以降)成長を開始したことが推定される．また，馬追丘陵と石狩低地帯の荷菜層の比高約990mを馬追丘陵の成長の垂直成分とみなし，この成長が3.5Maから定常的に継続したと仮定した場合，馬追丘陵の成長速度の最低値は0.3mm/年となる（図7）．さらに，断面図により浸食された部分を外挿して成長速度の最大値を求めると，0.6mm/年となる．この値を用いて断面図における主衝上断層の角度（約10゜）をもとに水平短縮速度を求めると3.5mm/年（最大値）となる．
馬追丘陵は東から西へ移動する3条の衝上断層の運動によって形成されている．バランス断面における総水平短縮量は10kmと算定される（図8）．最も早く活動した断層は東側の由仁衝上断層であり，この断層は約10.5Maに相当する珪藻化石を産出する地層を変位させている．したがって，衝上断層群の活動時期を10.5Maとして，水平短縮速度の最低値を求めると約1.0mm/年となる．
馬追2000の測線上での道路公団による浅層ボーリングから第四紀後期の本郷層・厚真層もgrowth strataを構成している．泥炭層を含む本郷層の基底の年代(8万年)と比高(50m)から算定した第四紀後期における馬追丘陵の成長速度の最低値は約0.6mm/年である．馬追丘陵西翼の地形面の傾動の他，東翼の地形面においても傾動が認められた．この傾動から東縁における馬追丘陵の成長速度を求めると，0.2～0.4mm/年となる．
第四紀後期の馬追丘陵の隆起速度は，3.5Ma以降の値と同程度もしくはそれ以上であり，北海道中軸帯における短縮変形が第四紀後期においても継続していることを示す．さらに，推定される主衝上断層の水平短縮速度は1～3.5mm/年となり，Seno et al(1996)により見積もられたプレート収束成分の10～50%を北海道中軸帯で消費している可能性を示唆する．尚，成長層基底の推定年代が若くなる可能性，短縮変形が日高山脈西翼の褶曲-断層帯の間で広く消費されていることも想定され，北海道中軸帯での収束成分はさらに大きくなる可能性がある．
(5-b) 東海・中部地域における海陸合同地殻構造探査
この観測研究は，地震予知研究の事業費で行われたものではない．海洋科学技術センターとの間の連携研究として，海洋科学技術センターからの経費で実施した．他機関の関連するプロジェクトと連携しながら，地震予知のための研究を進展させることは今後益々重要となるであろう．今回の研究は，その一つの実施形態を示したものである．
(5-b-1) 陸域部屈折・広角反射法地殻構造探査
東海沖から中部地方にかけてのフィリピン海プレートの沈み込みの構造及び中部日本を構成する島弧地殻・上部マントル構造を解明するための大規模な海陸合同構造探査が，2001年8月に実施された．この探査の海域部については海洋科学技術センターが担当し，70台の海底地震計とエアガンショットによる反射法・屈折法地震探査を実施した．一方，陸域における探査は，東京大学地震研究所をはじめとする全国の大学・関係諸機関が共同して行った．陸域部の測線は，静岡県磐田郡福田町から石川県羽咋郡志雄町までの全長約262kmである (図9)．人工震源としてダイナマイトを使用し，発震点を石川県羽咋郡志雄町(J1)，岐阜県吉城郡河合村(J2)，岐阜県益田郡下呂町(J3)，愛知県北設楽郡稲武町(J4)，静岡県天竜市(J5)の5点に設けた．それぞれのショットの薬量は500kgである．この測線上には，391台のレコーダを設置した．記録の一例として，静岡県天竜市のショット記録を示す（図10）．この図からわかる通り，震央距離20-160 kmに極めて優勢な後続波が見られることが大きな特徴である．後述のように，この相は，東海地域に沈み込むフィリピン海プレートからの反射波であると考えられる．
得られたデータの処理はほぼ完了し，暫定的なモデルが求められた（図11）．上部地殻構造については，測線の北部を除いて大きな構造変化は見られず，比較的平坦な構造をしているといえる．表層下に1‐2kmの厚さの堆積層が存在し，その下に厚さ5kmまでの速度5.0‐5.5km/sの層が存在する．測線の北側にあたる砺波平野のショットJ1近傍には，厚さ2km程度の厚い堆積層が存在し，レコードセクションでも顕著な走時の遅れが確認された．堆積層の下には，速度5.8‐6.1km/sの層が5‐15km程度の厚さで存在していると考えられる．また，その下の層は6.3‐6.5km/s程度の速度であろう．
本観測でもっとも興味深いのは，いちばん南に位置するショットJ5のレコードセクションにおいて顕著な２つの後続波が見られたことである．一つの後続波は，J5のレコード測線上で長さ150km程度にわたって観測された．この後続波は，深さ20kmから30kmに位置する約10度前後の北傾斜の面からの反射波と考えると観測値を説明できる．しかしながら，他のショットにおいて明瞭には観測されていないため，傾斜角度等のはっきりした議論はさらなる今後の解析を待たなければならない．北向きの傾斜角度や深さを考えると，この反射波は沈み込むフィリピン海プレート上面からの反射波と考えられる．
また，この反射波よりやや早い走時で別な面からの反射波と思われる後続波が到達している．この後続波は，最初の反射波よりも見かけ速度が大きく，深さ10kmから20kmに存在する30度程度の北向き傾斜の面からの反射波と考えると観測値を説明できる．今後は，これらの反射波の振幅データなどをもとに境界面での速度コントラストなどを推定し，それらのデータをもとに反射面の性質を求めていく必要がある．
（5-b-2）低重合反射法地震探査による東海地域の深部地殻構造探査
沈み込むプレートの形状を精度良く求めることは，プレート境界部で発生する大規模な地震を予測する上で重要である． 2001年8月に中部日本海陸統合地殻構造探査の一環として，愛知県設楽地域において低重合反射法地震探査を行った（図12）．測線は中部日本の外帯の帯状構造に直交する方向で，中央構造線の北側に設定した．測線の北端には発破点J5（薬量500 kg）を南端にはT6（薬量100kg）をおいた．測線の南方23 kmにはJ4（薬量500 kg）が位置する． 32 kmの測の中央部にはデジタルテレメトリー方式の有線記録システムを配置した．受振器の固有周波数は10Hz, 300チャネルを50m間隔で設置した．測線の両側に約150m間隔で，独立型のReftek 125型レコーダー100チャネルを設置した．受振器の固有周波数は4.5 Hzである．総計400チャネルで収録した波形記録は，反射法地震探査法による定常処理が施された． NMO補正を施した3点のショット記録を重合させた断面を図13に示した．重合断面において，南端で往復走時9秒から北端の12秒まで，北傾斜の反射イベントが顕著である．これは沈み込んでいるフィリピン海プレートの上面と，スラブ内からの反射を示していると判断される．一方，北端8秒から中央部で9秒に位置するやや南に傾斜した反射層が見られる．これは下部地殻の地殻内反射層と判断される．また，南端で5秒，中央部で8秒まで北に傾斜する顕著な反射層がある．この顕著な反射層は四万十帯の南帯と北帯の境界である可能性が高い．また，ショット点J4からT6の往復走時4秒から6秒の間は反射層に富む傾向がある．これはJ4とT6の間の浅層部には領家帯の花崗岩類が分布することを考慮すると，反射層の多い層は三波川帯に対比される可能性が強い．したがって，中央構造線の形状は，往復走時4秒（地下12km）から急激に立ち上がるものと推定される．こうした設楽地域の地殻深部の反射層の解釈に基づいた地質構造断面を図3に示した．下部地殻と三波川変成岩の底部がそれぞれ鰐口状に分かれ，その中に付加堆積物がくさび状に突入している形状が明らかになった．プロファイルの地質学的な解釈にもとづけば，本州側の地殻が中部でデラミネーションを生じてきた可能性が高い．地殻下部は沈み込み運動によって構造性の侵食をうけ，古い島弧地殻中・上部は，地殻中部にくさび型衝上断層によってもぐりこんだ付加物質によって，めくりあげられた変形を示している．このような付加作用と平行して進行する構造性侵食により，白亜紀以降地殻の総量は増加していないと推定される．
(5-5) 共同研究の有無：全国の大学の研究者との合同研究として実施した。
(5-6) 平成13年度の成果に関連の深いもので、平成13年度に公表された成果：
論文
越後智雄・宮内嵩祐・河村知徳・佐藤比呂志・蔵下英司・加藤一・井川猛・川中卓・折戸雅幸・長谷川貴志・伊藤谷生，2001. 反射法地震探査による十勝断層中部の浅層構造，地震研究所彙報，第76巻，129-134．
萩原弘子・平田直・松原誠，2001．東北日本弧の地殻・上部マントルのP波及びS波3次元速度構造，地震研究所彙報，第76巻，23-36．
岩崎貴哉・佐藤比呂志・平田直・伊藤谷生・森谷武男・蔵下英司・川中卓・小澤岳史・一ノ瀬洋一郎・坂守・武田哲也・加藤亘・吉川猛・在田一則・高波鉄夫・山本明彦・吉井敏尅・井川猛，2001. 日高中軸帯北部における反射法地震探査，地震研究所彙報，第76巻，115-128.
Iwasaki,
T., W. Kato, T. Moriya, A. Hasemi, N. Umino, T. Okada, K. Miyashita, T.
Mizogami, T. Tajeda, S. Sekine, T. Matsushima, K. Tashiro and H. Miyamachi,
2001. Extensional structure on northern Honshu Arc as infeered from seismic
refraction/wide-angle reflection profiling, Geophys. Res. Letters, 28, 2329-2332.
Iwasaki, T., T. Yoshii, N. Hirata and H. Sato, New features of island arc crust inferred from seismic refraction/wide-angle reflection expeditions in Japan, Terrapub (in press).
Iwasaki, T., T. Yoshii, T. Ito, H. Sato and
N. Hirata, 2001, Seismological features of island arc as inferred from recent
seismic expeditions in Japan, Tectonophysics (in press).
河村知徳・蔵下英司・篠原雅尚・津村紀子・伊藤谷生・宮内崇裕・佐藤比呂志・井川 猛, 2001. 活断層周辺における地震波散乱体の検出とその地質学的実体の推定-紀伊半島北西部中央構造線を例として−．地震，54，233-249.
蔵下英司，平田直，岩崎貴哉，小平秀一，金田義行，伊藤潔，西田良平，木村昌三，澁谷拓郎，松村一男，渡辺邦彦，一ノ瀬洋一郎，中村正夫，井上義弘，北浦泰子，小林勝，坂守，田上貴代子，羽田敏夫，三浦勝美，三浦禮子，川谷和夫，徳永雅子，田代勝也，中東和夫，土井隆徳，渡邉篤志，栗山都，根岸弘明，藤澤洋輔，高橋繁義，野口竜也，余田隆史，吉川大智，安岡修平，井川猛，2001．四国東部・中国地域における深部地殻構造探査，地震研究所彙報，第76巻，105-114．
蔵下英司，徳永雅子，平田 直，岩崎貴哉，小平秀一，金田義行，伊藤 潔，西田良平，木村昌三，井川 猛，2002. 四国東部地域における地殻及び最上部マントルの地震波速度構造と沈み込むフィリピン海プレートの形状，地震 第54巻（印刷中）．
松多信尚・今泉俊文・Tomas Pratt・Robert Williams・佐藤比呂志・蔵下英司・加藤直子・荻野スミ子・森屋 洋・阿部真郎，2001，極浅層反射法地震探査による千屋断層（一丈木）の地下断面．活断層研究，20，40-45.
森谷武男・岩崎貴哉・オウズ オゼル・酒井慎一・武田哲也・大塚健・吉井敏尅・伊藤潔・伊東明彦・田中明子・大久保邦泰，2001. 屈折法地震探査によって見いだされた地殻中間層-地震学的性質と温度分布-，地震研究所彙報，第76巻，105-114．
Ohmura, T., T. Moriya, C. Piao, T. Iwasaki, T. Yoshii, S. Sakai, T. Takeda, K. Miyashita, H. Yamazaki, K. Ito, A. Yamazaki, Y. Shimada, K. Tashiro and H. Miyamachi, Crustal stricture in and around the region of the 1995 Kobe Earthquake deduced from a wide-angle and refraction seismic exploration, 2001, Island Arc, 10, 215-227.
Sato, H., N. Hirata and T. Iwasaki, 2001, Geometry of active reverse faults in northern Japan, Terrapub (in press).
Sato, H., Hirata, N., Iwasaki, T., Matsubara, M. and Ikawa, T., Deep Seismic Reflection Profiling across the Ou Backbone Range, Northern Honshu Island, Japan. Techtonophysics (in press).
佐藤比呂志・伊藤谷生・池田安隆・平田 直・今泉俊文・井川 猛, 2001, 活断層-震源断層システムのイメージングの意義と現状. 地学雑誌，110, 838-848.
国際学会
E, Kurashimo，N.，Hirata and T.
Iwasaki, 2001. Physical properties of the bright reflections from the top of
the subducting Philippine Sea
plate beneath the eastern Shikoku Island, SW Japan，EOS Trans. Am. Geophys. Union, 82, F1220
Sato, H., Ito, T., Miller, K., Iwasaki, T., Hirata, N., Ohishi, M., Kaip, G., Kato, N., Kikuchi, S., Kwiatkowski, A., Kurashimo, E. and Kawamura, T., 2001, Seismic Reflection Image of Lithospheric Structure Beneath Shidara, Using Explosive Sources from the 2001 Deep Seismic Profiling in Central Japan, Abstract AGU Fall meeting, T22C-0950.
(6) この課題の実施担当連絡者
氏名：岩崎貴哉
電話：03-5841-5708
FAX：03-5689-7234
図1. 1999-2000年観測点配置図．
図2.屈折法解析による北海道横断地殻断面．
図3.反射法データの屈折法的解析から求めた日高山脈西側の地殻構造．
図4.反射法データによる日高山脈西側の構造断面（migration処理）.
図5.調査地域および反射法地震探査測線
図6．浅層反射法地震探査（馬追2000）深度変換断面
図7.馬追丘陵の隆起速度.丘陵軸部では地層が削剥されているため，数値に幅が生ずるが3.5Ma以降の平均では年0.3-0.6mm程度の隆起速度が推定される．道路公団の浅層ボーリング資料からは，8万年以降の最小値として0.6mm/年の値が得られる．
図8.主衝上断層の水平短縮速度．バランス断面図による解析では、馬追丘陵は3条の衝上断層のスタックによって構成されており、約10㎞の水平短縮が達成されている．地層の年代から推定した最も東側の断層の開始時期は10.5Ma以降であるから，最低約年1㎜の水平短縮が推定される．隆起速度と主断層の傾斜から推定される水平短縮速度は年3.5㎜となる．
図9.陸域屈折・広角反射法探査測線図．
図10.記録例（J5）.
図11.暫定的な速度構造モデル．