台東縦谷断層南部では様子が異なる。台東縦谷断層南部 では，地表で地震を起こすことなく断層がゆっくりずれ 動く，クリープ現象が報告されている （e.g., Lee et al., 2003; Yu et al., 1997; Yu and Kuo, 2001）。
Lay and Kanamori （1980, 1981） によってプレート間地 震を説明するモデルとして，アスペリティーモデルが提 唱されている。このモデルを測地学的に解釈し台東縦谷
1 ．はじめに
台東縦谷断層 （Longitudinal valley fault） は，東台湾に 位置し，フィリピン海プレートとユーラシアプレートの 衝突境界と考えられている断層である。台東縦谷断層北 部では，歴史記録よりM6クラスの地震の発生が知られ ている （e.g., Hsu, 1962; Shyu et al., 2005, 2006）。しかし，
村瀬雅之
＊・松多信尚
＊＊・Cheng-Hong Lin
＊＊＊・Wen-Shan Chen
＊＊＊＊・Jui-Jen Lin
＊＊＊西川由香
＊＊＊＊・和田絵里香
＊・小泉尚嗣
＊＊＊＊＊Precise levelling sur veys were conducted across the central Longitudinal Valley Fault, eastern Taiwan, to understand the deformation of the transition zone between the stable fault creep area and the locked area, which maybe correspond to an asperity. In order to investigate the surface relationship between the fault creep area and the geological condition of the transition zone, we established levelling routes in the Yuli, and Chike-san areas. The Yuli area forms the geological boundary of the Lichi Melange Formation, which is composed of chaotic mudstones containing numerous exotic blocks of various sizes and lithologies. Along the Yuli route, located on the Lichi Melange, an uplift rate of 30 mm/ yr was detected during the period 2010–2013, suggesting that aseismic fault creep might be continuing with long-term sta-bility. Along the Chike-san route, located on no Lichi Melange, a vertical deformation rate of 8 mm/yr, 40mm/yr, and 20mm/yr were detected in the period 2010–2011, 2011–2012, and 2012–2013, respectively.
The creep slip distribution was estimated by using a two-dimensional single-fault model proposed at Chike-san in the period 2012–2013. Large slip rates were estimated at 4∼5 km of the fault plane. At the previous periods 2010–2011 and 2011–2012, relatively large slip rates were estimated at two parts of the fault plane̶one at a depth of about 1.5 km and another at a depth of 4∼5 km̶. We believe that the acceleration event of creeping slip was continued at the depth of 4∼ 5 km in the period 2012–2013. The northern limit of the stable creep area may be the Yuli area. The episodic creep event occurred in the transition zone between the stable fault creep area and the asperity area. The boundary between the sta-ble creep area and the episodic creep area is consistent with the geological boundary of the Lichi Melange Formation.
Keywords: Taiwan, Longitudinal valley fault, precise leveling survey, aseismic creep motion
精密水準測量によって検出された台湾台東縦谷断層中部における
クリープ滑りの加速イベント
（2010-2013）
An Acceleration Event of Creeping Slip Detected by Precise Leveling Survey at the Central Part of
the Longitudinal Valley Fault, Eastern Taiwan (2010-2013)
Masayuki MURASE
＊, Nobuhisa MATTA
＊＊, Cheng-Hong LIN
＊＊＊, Wen-Shan CHEN
＊＊＊＊,
Jui-Jen LIN
＊＊＊, Yuka NISHIKAWA
＊＊＊＊, Erika WADA
＊and Naoji KOIZUMI
＊＊＊＊＊（Received November 16, 2013）
＊ Department of Geosystem, College of Humanities and Sciences, NIHON University: 3-25-40, Sakurajosui, Setagaya-ku, Tokyo, 156-8550, Japan
＊＊ Graduate School of Environmental Studies, Nagoya University: D2-1(510), Furo-cho, Chikusa-ku, Nagoya, JAPAN 464-8601
＊＊＊ Institute of Earth Sciences, Academia Sinica: No. 128, Sec. 2, Academia Rd., Nankang, Taipei, Taiwan (R.O.C.)
＊＊＊＊ National Taiwan University: No. 1, Sec. 4, Roosevelt Road, Taipei, Taiwan (R.O.C.)
＊＊＊＊＊ The National Institute of Advanced Industrial Science and Technology, 1-1-1 Higashi, Tsukuba, Ibaraki 305-8568, Japan ＊ 日本大学文理学部地球システム科学科： 〒156-8550 東京都世田谷区桜上水3-25-40 ＊＊ 名古屋大学環境学研究科： 〒464-8601 名古屋市千種区不老町D2-1 (510) ＊＊＊ 中央研究院地球科学研究所 （中華民国台湾）： ＊＊＊＊ 国立台湾大学 （中華民国台湾）： ＊＊＊＊＊ 産業技術総合研究所： 〒305-8561 茨城県つくば市東1-1-1
断層の事例に適用すると，断層北部は，普段は断層が固 着してひずみを蓄積し、間欠的に地震を起こす事によっ てひずみを解消するアスペリティー領域と考える事がで きる。それに対し，断層南部の少なくとも地表付近はひ ずみをゆっくりとしたクリープ滑りで解消するクリープ 領域と考えられる。アスペリティー領域では，アスペリ ティーの周囲に，普段は固着しているが，間欠的にゆっ くりとした滑りを発生するスロースリップなどの間欠的 な滑りを起こし，アスペリティー領域にひずみを間欠的 に伝達する現象が想定され，また観測により捉えられて いる。このアスペリティー領域とクリープ領域の間の挙 動は，2000年以降多くの研究者によって調査されるよ うになった （e.g., Ohta et al., 2004）。しかし，現象が十 分理解されたとは言えない。なぜならば，調査対象とさ れる断層は，海面下に存在し，断層直上の地殻変動を得 る事が難しい場合がほとんどである。台東縦谷断層は， 陸上にあるプレート境界断層であり，このアスペリティー 領域とクリープ領域の境界部の挙動を詳細に調べるのに 適した断層と言える。 台東縦谷断層中部の地殻変動を詳細に捉えるため，筆 者らは2008年より水準測量調査を開始した。路線の新 設などを行いながら，2013年現在 6 回の測量を終え，台 東縦谷断層中部の地殻変動が明らかになりつつある。特 筆すべきは，2010年から2012年の赤科山路線の地殻変 動の時間変化であり，Murase et al. （2013） では，地殻 変動モデリングを行う事で，赤科山付近でクリープ滑り の加速イベントが起こった事を明らかにした。本稿で は，Murase et al. （2013） で紹介した2010年から2012年 の赤科山路線の地殻変動の時間変化が，その後1 年の間 にどのような時間経過をたどったのかを議論するため， 新たに2013年の測量データを加え， 赤科山のクリープ滑 りの加速イベントについての更なる理解を目指すことと する。
2 ．台東縦谷断層の地質と地震活動・地殻変動の関係
台湾島はユーラシアプレートとフィリピン海プレート が82mm/year （Yu et al., 1997） で収束し，フィリピン海 プレート上のルソン弧がユーラシアプレートに衝突する 造山帯である （Chai, 1972; Biq, 1973; Bowin et al., 1978; Teng,1996）。台湾島の中央部には，西ほど変成度が低い 変成岩から構成される4000m近い標高の中央山脈があ り，東海岸にはルソン弧の島弧岩体で構成される標高 1000m前 後 の 海 岸 山 脈 が あ る （e.g. Chen, 1988, Ho, 1988）。両山脈の間には台東縦谷と呼ばれる長さ150km･ 幅4kmの南北に延びる谷があり，地質学的なプレート 境界となっている （Fig. 1）。その縦谷の東縁に東上がり の逆断層である台東縦谷断層が走っている （Ho, 1986） （Fig. 2a）。海岸山脈を構成する島弧の岩体は，中新統か ら鮮新統初期の火山岩とタービダイトの堆積物からな り，この断層に接する海岸山脈側の地質は玉里 （Yuli） より南側では未固結の泥岩を主体とする利吉 （Lichi） メ ランジェ層が分布する （陳・王，1996）。この地層中にみ られる苦鉄質とウルトラ苦鉄質の岩石断片は海洋地殻の 断片の可能性があり，その考えに基づけばこの利吉メラ ンジェは衝突帯になる前の沈み込み帯で形成されたと考 えられる （e.g., Chen et al., 1997）。台東縦谷断層は1951年に地表地震断層を出現させる地 震を立て続けに起こした。地表地震断層は光復 （Gongfu） の南から池上 （Chishang） の南まで報告されている （Hsu, 1962; Shyu et al., 2005, 2007）。この断層の北部の活動度 は古地震学的調査から，活動間隔が約150年間隔 （Yen et al., 2008），170−210年間隔 （Chen et al., 2007） で地震 を発生させると考えられている。トレンチ掘削調査の壁 面から求めた平均変位速度は17−24.4mm/year （Yen et al., 2008） とされる。 近年の地球物理的・測地学的な手法において，断層の 北部地域と中部・南部地域は性質が異なる事が報告され ている。Yu et al. （1997） のおこなったGPS観測によれば， 断層は，北部と中・南部地域で歪み速度や変化のパター ンが異なっており，北部では断層に近づくにつれて徐々 にひずみ速度が変化するのに対して，中・南部地域の歪 み速度は台東縦谷断層を挟んで急激に変化している。こ の変動パターンから，台東縦谷断層北部では断層が固着 しており，弾性的に歪みが蓄えられていると解釈でき る。それに対して断層中・南部では断層がクリープ滑り を起こすため，断層近傍で急激に歪み速度が変化する様 に見えると解釈できる。断層南部の池上に設置されたク リープメータによっても非地震的に進行する地殻変動が 検出され，断層の地表部がクリープしている事が報告さ れている （Lee et al., 2003）。 上述の様に，いくつかの研究が台東縦谷断層でなされ ているが，本研究の対象域である台東縦谷断層中部の地 殻変動は未だ十分に調査されていない。Champenois et al. （2012） は，PS-InSARを用いて台東縦谷断層のクリー プ滑りによる地殻変動の空間分布を明らかにした。彼ら の結果からも，断層南部においてクリープ滑りによって 食い違う断層の変位は明らかである。しかし，断層中部 では，南部に比べて期待される変位が小さいためと思わ れるが，断層を挟んだ明確な地殻変動は見られない。よ
を起こす事が出来ず地表浅部まで固着する。この違いに より，GPSなどで検出される断層の南北の歪み速度パ ターンの違いが生じていると考えた。この仮説の検証の ために，利吉メランジェ分布の北の境界である中部地域 の地殻変動を精密水準測量により検出する事で，利吉メ ランジェとクリープ滑りの関係を明らかにする事を目指 す。 り精度の高い水準測量によって，断層中部地域の地殻変 動を明らかにする必要がある。 上述の先行研究から，利吉メランジェの分布域と，台 東縦谷断層のクリープ滑りの分布域は大まかに一致する 様に見える。我々は台東縦谷断層の南部地域で断層に接 する利吉メランジェが潤滑材のような働きをし，クリー プ滑りを発生させているとの仮説を立てた。断層北部で は，メランジェが存在しないため，断層がクリープ滑り
121˚18'
121˚24'
121˚30'
23˚12'
23˚18'
23˚24'
23˚30'
0
5
km
LVF
Chike-san route
Yuli route
120˚ 122˚ 22˚ 24˚ 0 50km
Central
Range
←Coastal
Range
Longitudinal
Valley
Lichi Melange
BM C101
R98
BM 101
BM 90
Fig. 1 A location map of the central part of the Longitudinal Valley Fault (LVF) showing the Chike-san, and Yuli levelling routes. The black lines denote the Chike-san, and a part of the Yuli levelling routes. All benchmarks along the black lines as well as the gray line of the Yuli route were observed in 2008, 2009, 2010, and 2012. In 2011 and 2013, the central part of Yuli route (black line) was observed. The dashed line denotes the LVF. The gray-coloured areas denote the distribution of the Lichi Melange (Chang et al., 2000). (Inset) Location of the Longitudinal Valley in Taiwan. The Longitudinal Valley, marked by the two arrows, is a narrow valley located between the Central Mountain Range and the Coastal Mountain Range. The rectangle shows the area shown in the location map.
究では，東海岸までの28kmにおよぶ長路線を測定する ことにより，現在まで明らかになっていないクリープ滑 りが起こっている深さについて推定することを目指して
3 ．精密水準測量の概要，結果，精度
3.1 水準測量の概要 本研究では，台東縦谷断層中部のクリープ現象の空間 分布を把握するために，台東縦谷断層中部に位置する瑞 穂郷・玉里鎮・富里郷にわたる複数の水準測量路線を新 設した。ここでは，本研究で対象とした玉里路線，赤科 山路線について紹介する。 玉里路線では利吉メランジェ分布域を通る台東縦谷断 層を横切る玉里―長浜間の約28kmの道路に123点の水 準点を設置した （Fig. 1）。玉里路線の約 6km北に台湾国 営鉄道の東部幹線の旧鉄橋があり，その橋脚に目視で確 認できるほどの高低差が生じているため，この地域で大 規模な断層クリープが起こっていることが予想された （Plate 1）。また，約 6km程度の短い路線であるが，1986 年-1996年に水準測量が行われ，約24mm/yearで進行す る上下変動が検出されている （Yu and Kuo, 2001）。本研―
2010-2011
―
2011-2012
―
2012-2013
Fault
-100
0
100
(m)
0
1
2
3
4
5
6
Relative elevation
referred to BM 101
-10
0
10
20
30
40
distance from BM 101 (km)
Deformation rates of the Yuli line
(mm/year)
(a)
(b)
Fig. 2 (a): Vertical deformation of the Yuli route detected by precise levelling. Red, blue and green lines denote vertical deformations from 2010 to 2011, from 2011 to 2012, and from 2012 to 2013, respectively. The reference point is BM 101 (see Fig. 1 for the location of BM 101). Error bars denote the accumulated closing errors from BM 101. The dashed brown line denotes the location of LVF in the Yuli route. (b): The route profile by the precise levelling survey. Relative elevations of the benchmarks in the Yuli route are referred to BM 101.
場所でも約300m間隔と稠密な配置をおこなった。水準 点は既存コンクリート構造物上にステンレスピンを設置 した簡易的なものであるが，御嶽山において繰り返し行 われた水準測量により水準点としての安定性を十分に持 つことが確認されている （e.g., Kimata et al., 2004）。
測定には国土地理院認定1級指定のLeica社製電子レ ベルDNA03と，インバールバーコード標尺GPCL3を使 用した。 3.2 検出された台東縦谷断層中部の上下変動 赤科山路線の2010年 8月，2011年 8月，2012年 8月， 2013年 8月の測量結果をTable 1に示す。台東縦谷断層 中部での2011年以前の測量結果は村瀬・他 （2012） およ び村瀬・他 （2009） での報告を参照されたい。 玉里路線および赤科山路線の地殻変動をFig. 2および Fig. 3に示す。断層と地殻変動との関係が分かりやすい いるが，その議論は本稿ではおこなわない。玉里路線は 2008年 8月に水準点を設置し第一回測定をおこなった。 その後，2009年 8月，2010年 8月，2012年8月に路線全 体の再測量をおこなっている。2011年 8月，2013年 8月 は，時間の関係上，断層近傍の約10km （MB101∼BM 166-1）のみを再測量した。 赤科山路線は，玉里路線の約15km北方に位置するほ ぼ東西方向に伸びる約5kmの路線である。2010年 8月 に46点の水準点を設置し，第一回測量をおこなってい る。その後，2011年 8月，2012年 8月，2013年 8月に再 測量をおこなった。赤科山付近では，地表では利吉メラ ンジェは確認されておらず，利吉メランジェが安定的な 断層クリープの発生に寄与するという仮説が正しけれ ば，赤科山地域では玉里路線とは異なる地殻変動が観測 される事を期待してこの場所に路線を設置した。 水準点は，断層の近傍では約100m間隔，それ以外の
-100
0
100
0
1
2
3
4
5
Relative elevation
referred to BM C101
10
0
10
20
30
40
Deformation rates of the Chike-san route
(mm/year)
distance from BM C101 (km)
(m)
Fault
(a)
(b)
Fig. 3 (a): Vertical deformation of the Chike-san route detected by precise levelling. Red, blue, and green lines denote vertical deformations from 2010 to 2011, from 2011 to 2012, and from 2012 to 2013, respectively. The reference point is BM C101 (see Fig. 1 for the location of BM C101). Error bars denote the accumulated closing errors from BM C101. The dashed brown line denotes the location of LVF in the Chike-san route. (b): The route profile by the precise levelling survey. Relative elevations of the benchmarks in the Chike-san route are referred to BM C101.
Table1 Relative elevatations of benchmarks in Chike−san line
BM Lat (°) Lon. (°) height referred to BM C101
2013 2012 2011 2010 C101 23.38338302 121.3300281 0.00000 0.00000 0.00000 0.00000 C102 23.38339898 121.3303626 −0.82513 −0.82563 −0.82556 −0.82555 C103 23.38382071 121.3314118 −1.17444 −1.17530 −1.17504 −1.17496 C104 23.3841781 121.3325342 −1.83089 −1.83202 −1.82386 −1.82383 C105 23.38456292 121.3336604 −2.33344 −2.33453 −2.33364 −2.33371 C106 23.38505584 121.3347217 −2.37644 −2.37751 −2.37646 −2.37649 C107 23.38543714 121.3357111 −1.26272 −1.26356 −1.26270 −1.26371 C108 23.38593047 121.3367555 0.76972 0.76826 0.77012 0.77076 L271A 23.38617299 121.3384936 3.25869 3.25819 3.26188 3.26382 C110 23.38607467 121.3396842 3.47735 3.47760 3.47984 3.48173 C111 23.38590564 121.3412314 3.62861 3.62903 3.63285 3.63503 C112 23.38576733 121.3423833 3.75884 3.75845 3.76114 3.76344 C113 23.38560833 121.3435298 3.78472 3.78670 3.78869 3.79116 C114 23.38543791 121.3447238 3.72600 3.72731 3.73037 3.73258 C115 23.38531839 121.3458649 3.66534 3.66269 3.66793 3.66883 R271A 23.38509541 121.3470914 3.68089 3.67207 3.65149 3.65214 C117 23.3847879 121.3482619 2.23033 2.21506 2.18455 2.17738 C118 23.38464235 121.3487225 0.23953 0.22453 0.19257 0.18559 C119 23.38423341 121.3494662 0.28105 0.26711 0.23881 0.23322 C120 23.38386233 121.3503525 2.66294 2.64999 2.62478 2.62010 C121 23.38346991 121.3512069 5.54505 5.53180 5.50729 5.50317 774 23.38324762 121.3515885 6.66244 6.64924 6.62503 6.62379 C122 23.38297274 121.3525263 9.43028 9.41652 9.39257 9.38860 C123 23.38269308 121.3535863 12.30817 12.29345 12.26941 12.26530 C124 23.38254502 121.3544146 14.76766 14.75244 14.72866 14.62687 C125 23.38237157 121.3550652 16.53426 16.51865 16.49504 16.49247 C126 23.38217599 121.3559335 18.63106 18.61520 18.59165 18.58792 C127 23.38192915 121.3566383 20.93669 20.92032 20.89677 20.89483 C128 23.38168232 121.3573431 24.56698 24.55058 24.52733 24.52359 C129 23.38133787 121.3579681 27.41997 27.40348 27.37995 27.37659 C130 23.38104538 121.3585753 30.35085 30.33387 30.31050 30.30701 C131 23.3810412 121.359178 34.06403 34.04712 34.02383 34.02055 C132 23.38106278 121.359784 38.12617 38.10858 38.08564 38.05627 C133 23.38105648 121.3603335 42.35864 42.34085 42.31813 42.31663 C134 23.38119388 121.361228 48.46233 48.44430 48.42160 48.41987 C135 23.38103743 121.3620875 56.37082 55.65965 55.63683 55.63441 C136 23.38080556 121.3628745 63.02414 63.00608 62.98301 62.98037 C137 23.38097528 121.3638408 70.08810 70.06965 70.04654 70.04375 C138 23.38143699 121.3646457 74.90228 74.88606 74.86567 75.68584 C139 23.38109007 121.3657001 83.80412 83.78590 83.76278 83.75918 C140 23.38138061 121.3665786 89.07395 89.05597 89.03324 89.03029 C141 23.38135816 121.3674145 94.36538 94.34786 94.32563 94.32318 C142 23.38104101 121.3683697 99.80336 99.78535 99.76214 99.75895 C143 23.38035737 121.3698688 107.87386 107.85929 107.83620 107.83282 C144 23.38014725 121.3707305 116.75036 116.73216 116.70941 116.70592 C145 23.37976576 121.371854 129.25190 129.23424 129.21155 129.20907 C146 23.3795868 121.3746094 153.12080 153.10329 153.07972 153.07670
地震時の変動や余効変動を除けば，安定した変動が続い ている事を示している。本研究の玉里路線もChen et al. （2012） と同様に安定した変動を示している。赤科山に おいて2010年から 2013年に検出されたこの顕著な変化 は，台東縦谷断層中部において初めて検出された非地震 性地殻変動の時間変化である。赤科山周辺で地殻変動の 時間変化が発生したメカニズムについての議論は次章で おこなう。 3.3 水準測量の誤差 地殻変動の詳細な議論の前に，本研究の精密水準測量 の誤差について検討しておきたい。 水準測量のランダムな誤差は，水準点間を2 回測定す ることによる往復誤差と，水準路線が環をなしている場 合の閉合誤差を用いて精度評価が可能である。本研究で 設置された路線は山間部の道路状況が悪く環状に配置す る事がかなわなかったため，往復誤差によって精度の検 討をおこなった。 測定は往復2回行い，測量時の往復誤差の許容範囲と して式（1）に示す国土地理院の1等水準測量の基準値 を用いた。 δ＝2.5
√
L ・・・（1） こ こ でδは 許 容 範 囲（mm），Lは 水 準 点 間 の 距 離 （km） である。 式 （1） で計算される閾値を往復誤差が超え た場合は，閾値以内に収まるまで再測量をおこなった。 環をなさない水準路線におけるランダムな測量誤差 σ (h)として，以下の式が提案されている。 σ (h)＝ ―β j√
√
L ・・・（2） ここで，測量誤差σ (h)はmm，βは水準測量の等級，観 測年代などに起因する定数，j は 1 回の測定の場合に 1， 往復測量の場合を2 とする。Lは水準点間の距離 （km） である （Pelton and Smith, 1982）。Vanicek et al. （1980） は National Geodetic SurveyとU.S. Geological Surveyの膨大 な経験からβ値を推定し，アメリカ Long Valley cardela でのケースではβ＝0.7であるとしている。また，著者 （村瀬） が参加している御嶽火山における水準測量の誤 差の検討の結果も，Long Valley cardelaのケースと同様 β＝0.7程度と推定される （Kimata et al., 2004） 。 それでは赤科山路線における往復誤差と測定距離との 関係をFig. 4aに示す。水準点間の往復誤差の多くは± 0.5mm以内に収まっている。上述の式 （2） をβ＝0.7と した場合の曲線もFig. 4中に示すが，ほとんどの測定結 ように，断層に直行した方向 （N70°W） に投影して示し ている。地殻変動図中に周囲の地殻変動の傾向とは異な るスパイク状の変化を示す水準点が見られる。これは， 水準点の設置されたコンクリート構造物が安定でなかっ た場合に見られる変化であり，クリープ滑りによる地殻 変動を反映していないと考えられるが，本報告では除外 せず示している。 玉里路線では，断層を横切る約2kmの区間で約30mm/ 年の隆起が検出された （Fig. 2）。2010年 8月から2013年 の8月の調査期間に台東縦谷中部で大きな地震は発生し ておらず，検出された地殻変動は，非地震性のクリープ すべりであると考えられる。変動量そして変動パターン は，2010年から2013年の間でほぼ一致しており，安定 的な変化をしている事がわかる。Murase et al. （2013） では，台東縦谷断層での調査を始めた2008年からの地 殻変動を示しているが，地殻変動の傾向は，本報告同様 に安定しており，毎年きわめて良い一致を示している。 Yu and Kuo （2001） は，玉里付近に設置した 5kmの短 い水準路線を11年にわたり調査した結果を報告してい る。地殻変動の時系列は，きわめて良く24.4 mm/年の 隆起速度を示す直線上に乗る事が示されている。本研究 で 示 さ れ た 隆 起 量30mm/年 とYu and Kuo （2001） の 24.4mm/年の隆起量の差は，設置した水準路線の場所 が異なる事によって生じた差と考えられ，本調査および Yu and Kuo （2001） より，玉里地域においてきわめて安 定した地殻変動が継続している事が示されたと解釈すべ きと考える。 赤科山路線では，2010年から2011年に，断層を横切 る数百メートルの区間で8mm/年の上下変動が検出さ れた。この結果より，赤科山でクリープ滑りは発生して いると考えられるが，15km南に位置する玉里路線と比 較すると変動量は非常に小さい。しかしながら，2011年 から2012年の変動量は約 40mm/年に増加した。変動量 は大きく変化したが，変動パターンは，2010年−2011年 と2011年−2012年は良く似ている。それに対し，2012 年から2013年の地殻変動は，20mm/年と前年の半分程 度に減少したものの，地表断層の場所から東に離れるに したがって，変動量が再び増加するという，以前には見 られない変化パターンを示している。2010年から2013 年の調査期間には，大きな地震は発生しておらず，これ らの変化は非地震性のクリープ滑りによって引き起こさ れたと考えられる。 Chen et al. （2012） は，台東縦谷断層南部でおこなわ れた水準測量およびGPS観測データをコンパイルして 地殻変動の時空間分布を明らかにした。彼らの結果は，線膨張係数を測定した場合と比較し，公称精度を用いた 場合は係数に10-7/℃オーダーの不確実性があると想定 される。温度膨張係数に5.0×10-7/℃のずれがあり，10 度気温差がある条件で，100mの高低差のある路線を測 量した場合をシミュレーションすると地殻変動に最大 0.5mmの誤差が生じる可能性があるが，この値も地殻変 動量と比較し十分に小さいものである。 大気の温度勾配による視準線の屈折誤差も測量結果に 影響を与える可能性があるが，本報告で補正をおこなわ ない。測定時の地表面付近の温度勾配を測定し誤差を見 積もることが，より信頼度の高い測定のためには必要と なる。しかしながら，同じ季節に再測量をおこなう場 合，前回測定時と似た温度勾配が再現されている可能性 が高く，地殻変動を議論する場合には大部分が相殺され ると考えられる。
4 ．断層形状とクリープすべりのモデリング
Murase et al. （2013） では，2010年から 2012年の測量 で明らかになった赤科山周辺の急激な地殻変動の時間変 化から，台東縦谷断層のクリープを起こしている浅い部 分の形状および，クリープすべりのすべり分布の推定を おこなった。本解析ではその手法にならい，2012年から 2013年のクリープのすべり分布の推定をおこなった。以 下に，Murase et al. （2013） にておこなった手法の説明を 記す。 赤科山地域における台東縦谷断層の形状は十分に理解 されておらず，先見情報に基づいて断層形状を与える事 が出来ないため，赤科山路線の地殻変動より断層形状を 果は曲線の内側にプロットされる。Fig. 4bでは，赤科 山路線の最西端の水準点C101を基準とした各観測点の 積算誤差を検討した。上述の式 （2） をβ＝0.7とした場 合の曲線を点線で示す。本測量結果はβ＝0.7とした場 合の曲線より，第一回測量である2010年を除き十分小 さな値をとる。赤科山路線の2010年の測量結果は他の 結果と比較して測量誤差が大きく，β＝0.7とした場合 の曲線付近に位置する （Fig. 4bの2010年測量結果）。こ の路線の相対的に大きな往復誤差の理由として，路線に 約1kmの橋が存在する事が挙げられる。交通量が多い ときには橋が振動するため正確な測定が難しい。2 回目 の測量の以降は，交通量の少ない時間帯を選んで測定す る事で誤差の軽減に成功した。最も大きな2010年の往 復差の積算値でも1mmを超える事は無く，本研究で検 出された地殻変動は有意であると確認された。 続いて，標尺の熱膨張によるスケール誤差についても 触れておきたい。標尺の熱膨張によって，目盛りのずれ が引き起こされる。標尺に使用されるインバール材は温 度膨張が少なく，温度変化による測定誤差を減らすこと が可能である。さらに本研究では観測時の気温を測定 し，標尺の温度膨張補正をおこなっている。日本で使わ れる精密水準測量用の標尺は1 本ずつ線膨張係数が検定 されているので膨張係数を知ることは容易であるが，本 研究で用いた台湾で購入した標尺は検定をおこなってい ない物であった。Leica社製インバールバーコード標尺 GPCL3 の公証の線膨張係数は1.0×10-6/℃である。した がって線膨張係数1.0×10-6/℃を使用し，観測時の測定 気温から標尺の温度膨張補正を行った。しかし，個別に -0.6 -0.4 -0.2 0 0.2 0.4 0.6 0 0.1 0.2 0.3 2013 2012 2011 2010(a) Closure difference between adjoining benchmarks
distance (km) mm 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1 1.2 0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0
(b) Accumulated closure difference along the route
distance from refrence point (km) mm
2013 2012 2011 2010
Fig. 4 (a): Closures of the precise levelling on the Chike-san route. The distributions of the closing errors of the precise levelling between adjoining benchmarks on the Chike-san route are plotted for 2010, 2011, 2012 and 2013. The dashed line is calculated from Eq. (2) with an assigned β-value of 0.7. (b): Accumulated closures of the precise levelling on the Chike-san route. The accumulations of the closing errors for 2010, 2011, 2012, and 2013 are from the reference point BM C101 . The dashed line is calculated from Eq. (2) with an assigned β-value of 0.7.
高Vp/Vs領域は，台東縦谷断層の深さ 30kmより下部か ら筋状に連なって上がっていき，最終的には台東縦谷断 層の浅部につながるように見える。これらの結果から， 深さ6km程度までの断層浅部は，深部から流体が供給 される特殊な状況になっており，クリープ滑りが発生し ている可能性が示唆される。 次に詳細なクリープすべりの空間分布を求めるため， 上記で求められた断層を0.5kmずつ12枚の小断層に区 切った。12枚の断層は，隣り合う断層のすべり量は滑ら かに変化するという条件の下で推定された。すべり量が 滑らかに変化するという条件は，赤池ベイズ情報量基準 （ABIC） （Akaike, 1980） を用いる事で最適化された。
5 ．議論
水準測量によって得られた2012年から 2013年の地殻 変動 （観測値） と推定されたクリープ滑りの空間分布か ら計算された地殻変動 （計算値） をFig. 6に示す。 計算値 が観測値を良く再現している事がわかる。推定された 2012年から2013年のクリープ滑りの空間分布をFig. 5b に示す。Fig. 5bにはMurase et al. （2013） にて求められ た2010年から2011年，2011年から2012年のクリープ滑 推定する事を試みた。しかし，本研究の赤科山路線はほ ぼ断層直行方向に線上に配置されており，断層に平行な 方向に対する地殻変動の広がりについて検出する能力は 無い。そこでMurase et al. （2013） では，断層に直行す る2 次元の半無限完全弾性体に１枚の逆断層を仮定し， Okada （1992） により計算をおこなった。断層の形状を 決める5 つのパラメータ （location, width, depth, dip-angle, slip） は，遺伝的アルゴリズム （Goldberg, 1989） を 用い，2010年から1012年の地殻変動を最も良く説明す るように求められた。 本解析では，このMurase et al. （2013） にて求められ た断層形状を使用している。Murase et al. （2013） にて求 められた断層形状をFig. 5aに示す。 クリープしている断 層は断層浅部の深さ約6kmまでの部分である。Wu et al. （2007） は台東縦谷断層中部において Vp/Vs比と微小地 震の震源分布を報告している。微小地震は断層に沿う深 さ10kmから25kmに分布しており，クリープ滑りを起 こしている浅い部分では微小地震活動は不活発である事 が示されている。また，クリープ滑りが推定される6km 以浅は高Vp/Vsが示されており，微小地震活動が見ら れる深さ10kmから25kmは顕著な低Vp/Vs領域である。6
5
4
3
2
1
0
1
2
3
4
6
5
4
3
2
1
0
0
40
80
120
Slip rate (mm/year)
Depth(km)
distance from BM C101 (km)
Depth(km)
(a) Fault geometry
(b) Estimated slip rate for each segment
(1)
(3)
(2)
(4)
(5)
(6)
(7)
(8)
(9)
(10)
(11)
(12)
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
(6)
(7)
(8)
(9)
(10)
(11)
(12)
2010-2011
2011-2012
2012-2013
Fig. 5 (a): Depth profile of the 12 sub-faults. The black line denotes the geometry of the optimal fault model estimated by Murase et al. (2013). The diamonds denote the breakpoints of sub-faults. The sub-faults are numbered from 1 to 12. (b): Slip distribution of the 12 sub-faults for the period from 2012 to 2013. The green line denotes the estimated slip distribution of the 12 sub-fault in the period from 2012 to 2013. The slip distributions estimated by Murase et al. (2013) for the periods from 2010 to 2011 and from 2011 to 2012 are also shown. The red line denotes the estimated slip distribution of the 12 sub-faults in the period from 2010 to 2011, and the blue line denotes the estimated slip distribution of the 12 sub-fault in the period from 2011 to 2012.
ンは，以前とは異なる。推定された2012年から 2013年 の滑り分布を見ると，断層の深さ1.5km程度の浅い部分 でのスパイク状の大きな滑りは見られないが，深さ4-5km の深い部分の滑りは以前同様に存在する。したがって， 2012年から2013年は，浅い部分のクリープ滑りが減少 して2010年から2011年の値に近づいたが，深さ4-5km の深い部分の滑りは，2011年から2012年の半分程度ま では減少したものの，2010年から2011年と比較すると 未だ5 倍程度の大きな滑りが継続している事が明らかと なった。 Murase et al. （2013） では，このクリープ滑りの加速 イベントの継続期間も検討している。GPS連続観測に よって本イベントが捉えられていれば明確に答えを出す 事が可能であるが，赤科山近傍にはGPS観測点が無 りの空間分布も示した。Murase et al. （2013） では，2010 年から2011年と2011年から2012年のクリープ滑りの空 間分布を比較し，滑り量は大きく異なるものの，深さ 1.5km程度の浅い部分と，深さ 4-5kmの深い部分の 2 カ 所が大きく滑るというパターンは変わらない事を示し， 普段からクリープを起こしている部分が，2011年から 2012年は滑りを加速させたと結論した。もし，2011年 から2012年に滑った部分が，2010年から2011年と異な るとなれば，普段固着している部分がゆっくりと滑り出 した事を意味し，スロースリップが発生したと異なった 解釈がなされるため，断層の同じ部分が加速したという 事が判明した事は重要である。 それでは，2012年から2013年はどうだったのであろ うか。上述の様に2012年から 2013年の地殻変動パター
calculation
observation
Deformation rates of the Chike san route
distance from BM C101 (km)
0
1
2
3
4
5
-10
0
10
20
30
(mm/year)
2012-2013
Fig. 6 Observed and calculated deformations form slips of 12 sub-faults in the period from 2012 to 2013. Open circles denote observed deformation with error bars of accumulated closing errors from BM C101. The plus symbols denote calculated deformations.
の分布域に位置する玉里路線では，約30mm/年の上下 変動が断層を挟む約2kmの領域で 2010年から 2013年の 期間に検出された。この変動は長期間にわたり安定して 継続していると考えられる。 それに対して，利吉メランジェが地表付近で確認され ていない赤科山路線では，2010年から2011年に約8 mm/ 年，2011年から2012年に約40mm/年，2012年から2013 年に約20mm/年の上下変動が検出された。また，2010 年から2011年と2011年から2012年の地殻変動パターン は似ているのに対して，2012年から2013年の地殻変動 は，断層から離れるにしたがって再び変動が大きくなる という以前と異なるパターンを示した。 この地殻変動の原因を解明するため，2 次元の断層モ デルによるクリープ滑りの空間分布が推定された。2010 年から2011年と2011年から2012年のクリープ滑りの空 間分布はMurase et al. （2013） によって推定され，2 つの 期間で滑り量は大きく異なるものの，深さ1.5km程度の 浅い部分と，深さ4-5kmの深い部分の 2 カ所が大きく滑 るというパターンは変わらない事を示し，普段からク リープを起こしている部分が，2011年から2012年は滑 りを加速させたと結論している。2012年から2013年は， 浅い部分のクリープ滑りが減少して2010年から 2011年 の値に近づいたが，深さ4-5kmの深い部分の滑りは， 2011年から2012年の半分程度までは減少したものの， 2010年から2011年と比較すれば 5 倍程度の大きな滑り が継続していた事が示唆された。 本測定により，安定したクリープ滑りを起こす領域の 北端は玉里であり，その15km北の赤科山では時間変化 する不安定なクリープ滑りが引き起こされている事が明 らかとなった。この安定・不安定なクリープ滑りの境界 は，断層近傍での利吉メランジェの有無と正確に一致す る事が明らかとなった。 謝辞 本稿を査読いただき，有益なご意見をくださった鵜川元雄 教授に深く感謝いたします。また，本調査を進めるにあた り，中央研究院地球科学研究所および台湾大学のスタッフに は多大なるご協力を賜りました （We would like to thank the staff of Institute of Earth Sciences, Academia Sinica and National Taiwan university for their support of our survey）。 図 の 作 成 に は Generic Mapping Tools （Wessel and Smith, 1995）を使用した。ここに記して感謝いたします。 く，最寄りのGPS観測点を確認するも，本イベントと 思われる変化は検出されなかった。そこで，観測期間中 の赤科山付近の微小地震活動を調べ，2012年 7月に約 1ヶ月程度の微小地震数の微増を発見し，この 1ヶ月程 度の期間に加速イベントが発生した可能性を指摘した。 しかしながら，2012年から2013年の滑り分布の結果は， 2012年から2013年においてもまだ加速イベントが継続 している事を示しており，Murase et al. （2013） の指摘 は誤りである。本加速イベントは，1 年以上に渡って継 続している可能性がある。この加速イベントがいつまで 継続し，どの程度の滑りが非地震性クリープとして解消 されるのかを明らかにするため，来年度以降も継続した 調査をおこなう予定である。また，赤科山地域に連続 GPS観測点を早急に設置する事が重要であると考える。 最後に，赤科山付近でクリープ滑りの加速イベントが 発生した理由を地質から検討したい。上述の様に，断層 に沿った利吉メランジェの分布は玉里より南の地域に限 られる。メランジェの分布域に位置する玉里路線では， 毎年等しい地殻変動が観測され，安定したクリープ滑り が発生していると考えられる。それに対して，メラン ジェが地表では確認されない赤科山付近では，2010年 から2011年は約8mm，2011年から2012年は約40mm， 2012年から2013年は約20mmと地殻変動量が時間変化 し，クリープ滑りが鈍化したり，加速したりというイベ ントが発生していると考えられる。これは，赤科山付近 の断層では，メランジェが存在しない，もしくは少ない ために，スムースにクリープ滑りが起こせない可能性が ある。僅か15km南に位置する玉里において30mm/年 のクリープ滑りが継続的に発生することより，クリープ をスムースに起こせない赤科山付近の断層には急激に歪 みが蓄積される。この歪みを解消するために，クリープ 滑りの加速イベントが赤科山付近で間欠的に発生してい ると考えられる。
6 ．結論
安定したクリープ滑りを起こす領域とアスペリティー 領域の境界領域と考えられる台東縦谷断層中央部におい て複数の路線を設置し，精密水準測量を2008年よりお こなっている。本稿では玉里路線と赤科山路線の2010 年から2013年の測量結果を報告した。利吉メランジェAkaike, H., 1980. Likelihood and the Bayes procedure. In: Ber-nardo, J.M., et al. (Ed.), Bayesian Statistics. Univ. Press, Valencia, Spain, pp. 143-166.
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