防災科学技術研究所

防 災 科 学 技 術 研 究 所 研 究 資 料

National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention, Japan

Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention

独立行政法人

防災科学技術研究所

第 283 号

No. 283 No. 283

A Study on Strong-Motion Maps for Scenario Earthquakes in the Eastern Edge of Ishikari Plane Fault Zone

石狩低地東縁断層帯の地震を想定した 地震動予測地図作成手法の検討

December 2005

石狩低地東縁断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討

藤原　広行・河合　伸一・青井　真・㓛刀　卓・

石井　透・早川　讓・森川　信之・小林　京子・

大井　昌弘・先名　重樹・奥村　直子

独立行政法人　防災科学技術研究所　特定プロジェクトセンター

独立行政法人防災科学技術研究所では、「地震調査研究の推進について-地震に関 する観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策-」（平成 11年4月）に基づき、地震調査研究推進本部地震調査委員会により進められている

「全国を概観した地震動予測地図」の作成に資するため、平成13年4月より、特定プ ロジェクト「地震動予測地図作成手法の研究」を実施しており、その研究の一環と して震源断層を特定した地震動予測地図作成手法の検討を行ってきた。

本研究資料では、石狩低地東縁断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成に必

要な検討を実施し、その成果をとりまとめた。本検討結果は、地震調査研究推進本

部地震調査委員会が作成する「震源断層を特定した地震動予測地図」の具体的な作

成事例に資するものとして位置づけられる。

１．はじめに 1

２．地震動予測地図作成条件 3

３．地下構造モデルの設定

3.1 地下構造モデル設定の考え方と方針 5

3.2 対象地域の地質環境 7

3.3 伝播経路モデル 17

3.4 深部地盤構造モデル 18

3.5 浅部地盤構造モデル 45

４．断層モデルの設定

4.1 断層モデル設定の考え方と方針 79

4.2 断層パラメータの設定 93

５．簡便法による強震動予測

5.1 計算手法 101

5.2 計算結果 104

６．詳細法による強震動予測

6.1 計算手法 107

6.2 計算結果 118

6.3 表層地盤の非線形解析 164

７．おわりに 183

参考文献 185

謝辞 197

－ 1 －

1．はじめに

独立行政法人防災科学技術研究所では、地震調査研究推進本部地震調査委員 会が進めている「全国を概観した地震動予測地図」の作成に資するため、平成 13 年 4 月より、特定プロジェクト「地震動予測地図作成手法の研究」を開始し、

地震調査委員会及び関連する部会・分科会の指導の下に、実際の地震動予測地 図作成に関する作業を実施している。地震動予測地図には「確率論的手法によ る地震動予測地図」と「震源断層を特定した地震動予測地図」の２種類あるが、

本研究資料では、後者の震源断層を特定した地震動予測地図のうち、特に、石 狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価に関する検討をまとめた。

本研究資料では、地震調査委員会から公表された「石狩低地東縁断層帯の長 期評価について」（平成１５年１１月１２日）の評価結果に基づき、地震動の計 算に必要なパラメータの設定、具体的には、地震動予測地図作成領域の設定、

強震動予測に必要な三次元地下構造モデルと特性化された断層モデルの設定を 行った。次に、経験的距離減衰式を用いた簡便法および高精度な広帯域ハイブ リッド法を用いた詳細法により地震動を計算し、地震動予測地図作成のために 必要な検討を実施した。

－ 3 －

２. 地震動予測地図作成条件

石狩低地東縁断層帯の地震（石狩低地東縁断層帯を起震断層とした地震）の 地震動評価の計算対象領域として、震度５以上の地震動が予測される領域を対 象とした簡便法による地震動予測地図作成領域と、そのなかでさらに震度６弱 よりも強い地震動が予測される領域を対象とした詳細法による地震動予測地図 作成領域の２つの領域を設定した。

簡便法による地震動予測地図作成領域は、石狩低地東縁断層帯を中心とする 東経 140.98 °142.57 °、北緯 42.38 °43.86 °の領域である。

図 2-1 に巨視的断層モデルの設定位置と地震動予測地図作成領域を示す（断層 モデルの設定については４章参照）。

詳細法による地震動予測地図作成領域は、石狩低地東縁断層帯に沿って設定 された矩形領域である。領域の４隅の座標値は

北西端 東経 140.9816 北緯 43.8309 （EW:-102000m,NS:-18000m）

南西端 東経 141.0105 北緯 42.4178 （EW:-102000m,NS:-175000m）

南東端 東経 142.5295 北緯 42.4241 （EW:23000m,NS:-175000m）

北東端 東経 142.5360 北緯 43.8376 （EW:23000m,NS:-18000m）

（EW,NS は平面直角座標第 12 系（原点 経度：142 度 15 分，緯度：44 度 0 分））

となっており、東西方向に 125km、南北方向に 157km の計算範囲の矩形を設定 したものである（なお本検討では全て日本測地系すなわち改正測量法以前の測 地座標系を用いていることに注意のこと）。

この領域は、簡便法による地震動の事前評価を行った後に、概ね震度５強よ りも強い地震動が予測される領域を抽出して設定されたものである。詳細法に おいては、この矩形の計算領域を 1km 等間隔のグリッドに分割した各点におい て地震動評価を行った。

なお上述のように、詳細法では工学的基盤で時刻歴波形が 1km グリッドの各 点で得られるが、本報告書でそれらの波形をすべて表示することはできないこ とから、６章では、札幌市、江別市、千歳市、苫小牧市、岩見沢市、夕張市、

富良野市、滝川市（各市役所）における工学的基盤波を代表例として示す。こ れら８地点の位置は図 2-1 に併せて示してある。

図 2-1 石狩低地東縁断層帯地震の地震動予測地図作成領域 紫線内 ：詳細法による地震動評価対象領域

○ ：詳細法による地震動評価地点のうち、６章において

代表例として工学的基盤波形を示す８地点の位置

－ 5 －

３．地下構造モデルの設定

3.1 地下構造モデル設定の考え方と方針

地表における地震動予測計算に必要とされる地下構造モデルとしては、図 3.1-1 に示すように震源から地表までを対象としている。地下構造モデルを作成 するには、必要となる資料やモデル作成の手法によって、以下のモデルを設定 する必要がある。

・伝播経路モデル：震源から対象地域の地震基盤までの広域の地下構造

・深部地盤構造モデル：対象地域の地震基盤から工学的基盤までの地下構造

・浅部地盤構造モデル：対象地域の工学的基盤から地表までの地下構造 地震基盤とは、Ｓ波速度で 3km/sec 程度以上の地層

工学的基盤とは、Ｓ波速度で 400m/sec 程度の地層

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図 3.1-1 地震動の伝播経路と地下構造モデル

3.1.1 伝播経路モデル

伝播経路モデルの対象範囲は、想定地震の断層モデルが平面的にも深さ方向

にも十分入る領域とする。したがって、プレート、上部マントル、下部地殻、

上部地殻が含まれ、深さは 40km 程度までを考える。

伝播経路モデルの設定に際しては、文献調査を行い、最新の知見を反映させ ることを基本とする。必要なパラメータは、層厚、Ｐ波速度、Ｓ波速度、密度、

Ｑ値（Ｑｐ、Ｑｓ）である。

3.1.2 深部地盤構造モデル

深部地盤構造モデルの対象範囲は、地震基盤以浅で工学的基盤までの地層を 対象とする。深部地盤構造モデルの設定に際しては、伝播経路モデルの設定と 同様に文献調査を行い、最新の知見を反映させることを基本とする。

伝播経路モデルおよび深部構造地盤モデルにおいては、理論的評価手法による 地震動の計算を行うことから、３次元のモデル化を行う。

3.1.3 浅部地盤構造モデル

深部地盤構造モデルの対象範囲は、工学的基盤から地表までの地層を対象とす る。浅部地盤構造モデルの作成の考え方は次の地震動算出の考え方によって２ 種類モデルの作成を行った。

①計算対象範囲及びその周辺地域を簡易的な手法によって地震動を算出する 方法として、国土数値情報の微地形区分を用いた増幅倍率を求める。

②ハイブリッド法によって算出された工学的基盤における地震波形を用いて 応答計算によって地表の地震動を求めるための地盤モデルの作成。

①については、国土数値情報が基準地域メッシュ（第三次地域区画）（約 1km

×1km メッシュ）となっていることから、基準地域メッシュごとに微地形分類 を行い、松岡・翠川（1994）および藤本・翠川（2003）の方法によって増幅倍 率を求める。

②については、ボーリングデータをデータベース化し、ボーリング１本ごと に１次元の応答計算を行えるようモデル化を行う。必要なパラメータは、層厚、

Ｓ波速度、密度、動的変形特性曲線（G/G0,ｈγ曲線）であり、対象地域のデ ータの収集・整理も行い、解析に利用できるものは利用することとした。

3.2 対象地域の地質環境

－ 7 － 3.2 対象地域の地質環境

石狩低地東縁断層帯を起震断層とする地震動予測地図を作成する目的で、石 狩低地を中心とする地域の深部地下構造モデルを検討した。

3.2.1 北海道のテクトニクス

北海道の基盤岩類は、西部から中央部にかけて、南北方向の帯状配列を示す。

西部の渡島

半島は東北日本弧の北方延長である。東部は千島弧に属しており、

東北東 西南西の配列を示す。山脈や低地などの地形も、基盤岩類の地質構造 を反映し、南北および東北東－西南西に配列している（図 3.2-1 および図 3.2-2）。

北海道のテクトニクスの概要は次のとおりである。

（１）先後期白亜紀

北海道はユーラシアプレートの東縁に位置しており、白亜紀のプレートテク トニクスにより、隈根尻

層群、空知

層群、中の川層群などの付加体が形成され た。また、渡島帯、礼文

－樺戸

帯（図 3.2-3）には花崗岩類が貫入した。

（２）後期白亜紀～古第三紀

北海道中央部および東部には、後期白亜紀～古第三紀の堆積岩類が分布して いる（図 3.2-3）。これらはユーラシアプレート東縁の前弧海盆や浅海域、陸域に 堆積した地層であり、蝦夷

層群、函淵

層群、石狩層群などからなる。これらの 地層は石油・天然ガスの根源岩あるいは夾炭層になっている。

苫小牧

付近には、苫小牧リッジと呼ばれる基盤岩類の隆起帯が認められる。

勇払油ガス田はこのリッジ上に位置する。苫小牧リッジは、下北半島の尻屋崎 から三陸沿岸につづく隆起帯であり、その頂部は白亜紀以降～中期中新世まで 陸域であったとされている（大澤ほか，2002）。後期白亜紀 古第三紀の堆積岩 類はリッジから東方にのみ分布する。苫小牧リッジは岡（1994）の北上－石狩

－礼文隆起帯とほぼ一致する（図 3.2-4）。苫小牧リッジは、古第三紀末期 前期

中新世に形成された伸張性の構造であるが（栗田ほか，2000）、これに沿って野幌

丘陵や樺戸山地の隆起帯がみられる。後期中新世以降の圧縮テクトニクスでも

活動的な構造と推定される。

古第三紀漸新世の南長沼 層は、下位の地層を不整合におおう。不整合は三陸 沖から日高沖、馬追 丘陵にかけて広範囲に認められ、漸新世不整合と呼ばれる

（栗田ほか，2000；大澤ほか，2002）。

（３）前期～中期中新世

東北日本弧の内陸盆地 日本海沿岸では、前期～中期中新世にグリーンタフ変 動と呼ばれる火山活動があった。渡島帯にもグリーンタフ変動が認められる。

本地域には後期白亜紀～古第三紀の堆積岩類はほとんど分布していない。

（４）後期中新世以降

太平洋プレートの斜め沈み込みにより、千島弧が西進し、東北日本弧と千島 弧が衝突し、北海道は圧縮テクトニクスの応力場におかれる。この島弧－島弧 衝突により、日高山脈が隆起し、十勝平野、石狩低地、中央低地帯、黒松内－

函館低地帯などの構造盆地が形成され、ほぼ現在に近い地形が形成された。構 造盆地には、後期中新世～前期更新世の地層が堆積した（図 3.2-4）。また、日高 山脈西部では、前縁褶曲帯や衝上断層帯が形成された。日高変成岩類はデラミ ネーションにより、下部地殻が上昇したものと考えられている（図 3.2-5）。この テクトニクスは現在も継続しており、馬追丘陵西縁の石狩低地東縁断層帯や十 勝平野の十勝中央部断層などの活断層が形成された。

北海道は後期白亜紀以降、様々なテクトニクスによる地質構造運動を受けて おり、後期白亜紀以降の堆積岩類が厚く分布している。その厚さは最大 7,000～

8,000m 以上に達する。また、石狩低地では、古第三紀末期～前期中新世の基盤 岩類の隆起（リッジあるいはホルスト構造）と後期中新世以降の圧縮テクトニ クスによる前縁褶曲・衝上断層帯の形成など、時代の異なるテクトニクスが重 複してみられる（図 3.2-6）。

3.2 対象地域の地質環境

－ 9 － 3.2.2 後期新生代以降の構造盆地

北海道には、図 3.2-4 に示すように、西から東へ黒松内 函館低地帯、石狩－

天塩

帯、日高舟状海盆、中央低地帯、十勝平野、十勝沖堆積盆、根釧

原野など の構造盆地が発達している（岡，1994）。

（１）黒松内 函館低地帯

黒松内から函館平野を経て、東北地方の内陸盆地列につづく狭長な構造盆地 である。低地帯には鮮新世以降の地層が厚く分布する。

（２）札幌東部～当別沈降部

苫小牧リッジは隆起体をなし、野幌丘陵、樺戸山地東部につづく。野幌丘陵 から西方の石狩湾にかけての地域は、南北方向の褶曲軸をもつ波長の短い背 斜・向斜の活構造が発達している。野幌丘陵西側の札幌東部～当別地域は向斜 が推定され、顕著な低重力異常を示し、沈降域になっている（岡，2004 など）。

本地域では鮮新－更新世の地層が 1,500m 以上の厚さで堆積している。

（３）石狩－天塩帯

馬追丘陵付近から樺戸山地の東側をとおり、留萌

、天塩平野、稚内 とその沿 岸海域に発達する構造盆地である。南方海域は日高舟状海盆につづく。

本地域に分布する中期中新世の地層は、タービダイト相の堆積岩類であり、

南北方向に狭長なトラフ状堆積盆に堆積した地層である（保柳ほか，1986）。後 期中新世以降は、千島弧の西進による圧縮テクトニクス場にあり、構造盆地を 埋積する地層が堆積した。

鮮新－前期更新世の地層は、馬追丘陵から西側にのみ分布することから、馬 追丘陵西縁に分布する石狩低地東縁断層帯の活動により、鮮新世以降、馬追丘 陵から東側は陸域に転化したと考えられている（岡，1994）。日高山脈西部では、

後期白亜紀～古第三紀の堆積岩類が分布しており、西側ほど新しい地層が分布

している。

（４）中央低地帯

北見山地の西部には、富良野 、上川、剣淵、頓別などの小規模な盆地がつら なる。これらは後期中新世以降の圧縮テクトニクスにより形成された構造盆地 である。

（５）十勝平野

日高山脈と白糠 丘陵に挟まれた地域であり、十勝沖堆積盆につづく。十勝平 野は十勝中央部断層により、東西に２分される（岡，1994）。十勝中央部断層は 豊頃丘陵西縁から十勝川温泉西方、芽登 温泉付近をとおり、その西側は沈降部、

東側は隆起部になっている。西側により新期の地層が分布し、東急西緩の構造 を示す。豊頃丘陵はドーム構造を示し、隆起部になっている。

（６）根釧原野

千島弧外帯と内帯の境界付近に東北東－西南西にのびる構造盆地が発達して いる。その南縁は釧路－根室先新第三系隆起帯をなす。

（７）その他

斜里平野や網走に構造盆地が発達する。

3.2.3 石狩低地の地質

表 3.2-1 に石狩低地周辺地域の地質構成を示す。

石狩低地は苫小牧と野幌丘陵、樺戸山地東部を結ぶ隆起帯（北上－石狩－礼 文隆起帯、図 3.2-4）を境として、西側の札幌～胆振 地域と石狩低地東部～日高 地域に区分される。

札幌～胆振地域は東北日本弧の特徴を示す。基盤岩類は隈根尻層群と花崗岩 類からなり、定山渓層のグリーンタフが分布している。古第三系と上部白亜系 はほとんど分布していない。石油公団（1996）の基礎物理探査「胆振沖浅海域」

によると、苫小牧リッジの西方にも古第三系の分布が推定されているが、これ は局地的なものであり、苫小牧リッジから西方には上部白亜系と古第三系はほ

3.2 対象地域の地質環境

－ 11 －

石狩低地東部～日高地域の基盤岩類は、空知層群、神居古潭帯変成岩類、日 高帯の変成岩類などからなる。日高山脈西部の神居古潭帯はクリッペと考えら れている（図

3.2-5）。本地域は蝦夷層群、函淵層群、石狩層群などの上部白亜系

～古第三系が分布することで特徴づけられる。古第三系の南長沼層と幌内層・

石狩層群には広域に及ぶ不整合が認められる（栗田ほか，

2000

2002）。

また、新第三紀～前期更新世の地層が厚く堆積している。前期～中期中新世の 滝の上層とされていた地層は、基礎試錐「馬追」（石油公団，1998）の成果によ り、その中・下部が古第三紀漸新世の南長沼層であることが明らかになった（栗 田ほか，2000）。基礎試錐「馬追」より以前に行われた基礎試錐は、新しい見解 で層序を修正した。

図 3.2-1 北海道の地質図

図 3.2-2 石狩平野周辺の地質平面図

3.2 対象地域の地質環境

－ 13 －

(1)中古生層の分布と地質構造区分

(2)古第三系の分布

図 3.2-3 北海道における中古生層および古第三系の分布

日本の地質１ 「北海道地方」（加藤ほか，1993 ）

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図3.2-4 後期新生代における北海道の地質構造区分（岡，1994）

１：隆起帯 ２：沈降帯 ３：海洋性地殻 ４：活断層

５：海底谷 ６：中期更新世以降の火山フロント

3.2 対象地域の地質環境

－ 15 －

図3.2-5 日高衝突帯における前縁褶曲・衝上断層帯（伊藤，2000）

Nk：中の川層群 Hm：日高変成岩類 Po：ポロシリ・オフィオライト帯 Id：イドンナップ帯 Yz：蝦夷層群 Sr：空知層群 Km：神居古潭変成岩類

Sn：沙流川層 Pg：古第三系 N1～N3：新第三系 Qv：第四紀火山岩類 HMT：日高主衝上断層 WBT：西縁衝上断層 WHT：日高西部断層群

図3.2-6 基礎試錐「馬追」の地質断面図（栗田ほか，2000）

基盤岩類は正断層によるホルスト構造をなす。その上位の古第三系～新第三系 は圧縮テクトニクスによる衝上断層帯をなす。

表3.2-1 石狩低地周辺地域の地質構成

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3.3 伝播経路

－ 17 －

3.3 伝播経路

地震基盤以深の構造は、Zhao and Hasegawa（1992）および Zhao and Hasegawa

（1993）に基づいて設定した。表 3.3-１に差分法に用いた速度構造の物性値一覧 を示す(なお、表中の地震基盤以浅については、次節において詳述してある)。

図 3.3-1 には，コンラッド面およびモホ面の深度コンターを示す。コンラッド 面は東北東から西南西方向に深度が深くなる領域が広がっている。また，モホ 面は領域の中心付近（横軸-20000m，縦軸-110000m 付近）が最深部となってお り，その深度は 36km 程度である。

なお、計算モデルの有効深さ（モデルの基底面）は 53.2 km である。

表 3.3-1 速度構造の物性値一覧

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10 12 13 14 15 16 17 18 19

-100000 -80000 -60000 -40000 -20000 0 20000 Moho

-180000 -160000 -140000 -120000 -100000 -80000 -60000 -40000 -20000

25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37

Depth(km) Depth(km)

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図 3.3-1 コンラッド面およびモホ面の上面深度分布

3.4 深部地盤構造モデル 3.4.1 文献の収集・整理

図 3.4-1 に石油公団の基礎試錐・基礎物理探査の反射法地震探査測線、地殻構 造探査の測線、KiK-net および K-NET、および微動アレイ探査の位置を示す。

北海道で深部地盤構造に関する文献として、次のものがある。

① 石油公団データ 基礎試錐

基礎物理探査（反射法地震探査）

② 日高衝突帯の地殻構造探査

屈折法および反射法地震探査 ③ 微動アレイ探査

④ 札幌市による石狩平野北部の深部地下構造調査 ⑤ KiK-net および K-NET

石狩低地日高沖海盆にかけての地域では、石油・天然ガスの探査を目的と して、石油公団により基礎試錐と反射法地震探査が実施されている。石油公団 の基礎試錐および反射法地震探査は、堆積盆地の深部地下構造を検討するうえ で貴重な資料である。基礎試錐は 4,0005,000m 級のボーリングであり、同時に VSP 検層や音波検層が行われている。石油公団が実施している反射法地震探査 の反射面や VSP 検層は、地層境界とほぼ一致しているので、地質構造図がＰ波 速度構造図にほぼ等しい。

日高衝突帯では、屈折法および反射法地震探査による地殻構造探査が行われ ている。しかし、地殻構造探査は地震基盤より深い構造の探査を目的としてい る。深部地下構造モデルを検討するうえで参考データとしたが、直接的な速度 データとしては使用しなかった。

微動アレイ探査のＳ波速度構造は、今回作成したモデルと整合しない地点が 多いが、他のデータが乏しい深度の深い部分のＳ波速度値は参考とすることと した。

札幌市では地下構造調査が実施されている（札幌市，2002，2003）が、今回 の深部地盤構造モデル作成時は調査が継続中であった。そこで、札幌市のデー タは地震探査の結果だけをデータとして取り入れ、モデルそのものは使用しな

3.4

深部地盤構造モデル

－ 19 －

-250000 -200000 -150000 -100000 -50000 0 50000 100000 150000 200000 250000 300000 -350000

-300000 -250000 -200000 -150000 -100000 -50000 0 50000 100000 150000 200000

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図 3.4-1 (1) 文献位置（石油公団・基礎試錐）

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図 3.4-1 (2) 文献位置（石油公団・反射法地震探査）

-250000 -200000 -150000 -100000 -50000 0 50000 100000 150000 200000 250000 300000 -350000

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図 3.4-1 (3) 文献位置（地殻構造探査）

-250000 -200000 -150000 -100000 -50000 0 50000 100000 150000 200000 250000 300000 -350000

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図 3.4-1 (4) 文献位置（KiK-net・K-NET）

3.4

深部地盤構造モデル

－ 21 －

-250000 -200000 -150000 -100000 -50000 0 50000 100000 150000 200000 250000 300000 -350000

-300000 -250000 -200000 -150000 -100000 -50000 0 50000 100000 150000 200000

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図 3.4-1 (5) 文献位置（微動アレイ探査）

3.4.2 モデルの作成方法

図 3.4-2 に深部地盤構造モデルの作成方法を示す。

本地域を含む北海道全域については、2003 年９月に発生した十勝沖地震の地 震動を検証する目的で、深部地盤構造モデル作成を目標としており、本地域は その一部をなす。

全体的なモデルの作成方法は次のとおりである。

① 石油公団の基礎試錐の柱状図および反射法地震探査の解釈断面を読みとり、

モデル作成のデータとした。反射法地震探査で深度断面による解釈図がある ものは、それをそのまま用いた。時間断面は基礎試錐の VSP 検層から速度値 を設定し、深度断面に変換して用いた。

② 石油公団のデータは基本的に地質構造図である。北海道は広域に及び、地域 により地層名が異なる。同じ地質時代の地層（例えば、鮮新統、上部中新統 など）で各地域の地層を結び、北海道全域の地質構造モデルとした。さらに、

基礎試錐の VSP 検層から、各地層のＰ波速度を設定し、Ｐ波速度構造モデル とした。

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図3.4-2 深部地下構造モデルの作成方法

石油公団の基礎試錐と反射法地震探査によりモデルを作成。日高西部の神居 古潭帯はクリッペであり、その下位に上部白亜系の蝦夷層群が分布（伊藤，

2000など）。地震基盤は日高帯西縁に向かって浅くなるものと推定した。

HMT：日高主衝上断層 WHT：日高西部断層群

3.4 深部地盤構造モデル

－ 23 －

③ 石油公団のデータだけでは、背斜・向斜などの褶曲構造を表現できない。地 質の文献や地質図により、地質構造を推定し、地質学的な補完を加えた。ま た、基盤岩類に達していない基礎試錐や反射断面は、地質学的知見から基盤 岩類の深度を推定した。

④ 日高山脈西部の神居古潭帯はクリッペであり、その下位に蝦夷層群の上部白 亜系が分布している（伊藤，2000）。地質学的には基盤岩類の下位に上部白 亜系が分布するという逆転した構造が推定される。しかし、岩崎ほか（2002）

の地殻構造探査によると、日高山脈の 5.85.9km/s 層は高角度で西側に傾斜 している。速度層としての地震基盤は、日高帯西縁から西に傾斜し、石狩低 地下の基盤岩類上面につながるものと推定した（図 3.4-2）。

⑤ 山地部では、KiK-net および K-NET の速度検層結果から、風化帯を設定した。

さらに本研究では、特に石狩低地のモデルを精密化するため、５km ごとに東 西方向の地質断面図を作成し、地質学的知見を加味してモデルを修正した。

主な修正点は次のとおりである。

（１）日高山脈西部における基盤岩類露出箇所

地震基盤に相当する地層として、隈根尻・空知層群などの付加体地質、花崗 岩類、および神居古潭帯・日高帯の変成岩類を想定している。蝦夷層群は後期 白亜紀の地層であるが、前弧海盆の堆積岩類であり、埋没深度が浅く、固結度 が小さい。基礎試錐の速度検層によると、Ｐ波速度は 5.0 km/s より小さく、地 震基盤とはみなせない。

日高山脈西部で地表に露出する神居古潭帯は、日高衝上断層帯の構成層（テ クトニックメランジュのブロック）であり、地下深部には蝦夷層群が分布する ものと推定されている（横倉ほか，1992；伊藤，2000；在田，2002 など）。神居 古潭帯は根なし岩体であり、日高帯を基盤岩類の露出地域として、モデルを作 成した。

（２）日高山脈西部における地震基盤の深さ

日高山脈西部では、蝦夷層群と石狩層群などの古第三系は衝上断層帯をなし、

テクトニックメランジュを形成している。この衝上断層帯と基盤岩類の境界は デコルマ面をなす。デコルマ面は水平ないし緩く東側に傾斜し、日高主衝上断

層に収斂すると考えられている（図 3.2-5）。デコルマ面を地震基盤とすると、そ の深さは 15 km 以上になる。蝦夷層群および衝上断層帯は地下深部では地震基 盤に相当するＰ波速度をもつものとみなし、地震基盤は日高帯西縁から西方に 徐々に深くなり、石狩低地下で基盤岩類上面につながる構造を想定した（図 3.4-2）。日高衝突帯の地殻構造探査による速度構造も同様な構造を示す（横倉ほ か，1992；森谷，1999；岩崎・森谷，2002 など）。

（３）基盤岩類のホルスト構造

石狩平野では、苫小牧リッジのほかに、鳩の巣・万字ドームなどの基盤岩類 の高まりがある（加藤ほか，1993）。

苫小牧リッジは、日高沖から三陸沿岸にのびる基盤岩類の高まりであり、勇 払油田はその北端に位置する。リッジは古第三紀漸新世の伸張性のテクトニク スにより形成された構造であり（栗田・横井，2000；大澤ほか，2002）、この構 造運動により、日高三陸沖にかけて大規模な不整合が認められる。これは南 長沼層とその下位の地層の不整合であり、漸新世不整合と呼ばれている（大澤 ほか，2002）。

鳩の巣・万字ドームは石狩炭田付近（等深線図の X=-20000、Y=-90000）に認 められる基盤岩類の高まりである。

（４）中部中新統と古第三系の境界

基礎試錐「馬追」（石油公団，1998）によると、これまで前期中期中新世の

「滝の上層」とされていた地層の中・下部が古第三紀漸新世の「南長沼層」で あることが明らかになった（栗田・横井，2000）。石油公団の基礎物理探査は、

古い層序に基づいて解析されており、中部中新統が厚く、古第三系が薄くなっ ている。本研究では基礎試錐「馬追」の成果に基づき、中部中新統と古第三系 の境界を修正した。

（５）馬追・野幌丘陵の褶曲構造

後期中新世以降における日高帯の上昇に伴い、石狩平野は衝突帯前縁の構造 盆地となり、平取・軽舞層、荷菜層などの地層が堆積し、南北方向の軸をもつ

3.4 深部地盤構造モデル

－ 25 － ある。これらの構造をモデルに表現した。

（６）第四系・鮮新統の厚さ

岡（1986，1994）の資料により、石狩低地、富良野 上川盆地の第四系の厚 さを推定した。

図 3.4-3 にこのようにして作成した北海道地域の基盤岩類上面の標高コンター を参考として示す。

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0 50000 100000

図 3.4-3 北海道地域の基盤岩類上面標高のコンター（参考図）

白点は既往調査結果および地質情報読み取り地点

3.4.3 深部地下構造モデル

（１）速度層区分

図 3.4-4 に石油公団基礎試錐の VSP 検層および音波検層による各地層のＰ波速 度と速度層区分を示す。

本地域の速度層は次のように区分される。前述したように、石油公団の反射 法地震探査は反射面と地層境界がほぼ一致している。また、VSP 検層の速度境 界は地層境界とほぼ一致している。速度層に対応する地層を右端に示す。

速度層１ Vp 1.9 km/s 以下 第四系 速度層２ Vp 2.1 km/s 鮮新統 速度層３ Vp 2.5 km/s 上部中新統 速度層４ Vp 3.3 km/s 中部中新統

速度層５ Vp 4.0 km/s 下部中新統上部白亜系 速度層６ Vp 5.5 km/s 基盤岩類

地震基盤のＰ波速度は、石油公団の VSP 検層および音波検層によると、5.5km/s 前後である。一方、日高山脈の地殻構造探査によると、5.36.0km/s の範囲内に ある。日高山脈では 5.85.9km/s であるが、石狩低地下では 5.35.6km/s である。

地域により速度値が異なるが、平均的な速度値として、5.5km/s を採用した。

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図 3.4-4 観測された P 波速度と速度層区分

3.4 深部地盤構造モデル

－ 27 －

古第三系と下部中新統はほぼ同じＰ波速度を示す。上部白亜系は古第三系お よび下部中新統よりもＰ波速度がやや大きいが、有意な差ではない。上部白亜 系下部中新統のＰ波速度を 4.0km/s とした。地殻構造探査でも、地震基盤相当 層の上位に 4.0km/s 前後の速度層が認められる。

（２）山地部の風化帯

山地部で基盤岩類や上部白亜系が露出する地域については、K-NET および KiK-net の速度検層のデータを用いて風化帯を設定した。

図 3.4-5 (1) に地質別の深度とＰ波速度の関係、図 3.4-5 (2) に北海道を５地域 に区分し、地域毎の深度とＰ波速度の関係を示す。

地質による区分、地域による区分の両結果ともに、データに有意な差は認め られなかった。そのため、北海道全域のデータを用いて風化帯を設定した（図 3.4-5 (2) の上段左）。山地部における風化帯は下記のとおりである。

（P 波速度区分） （深度）

P 波速度 2.1km/s → 6m P 波速度 2.5km/s → 15m P 波速度 3.3km/s → 64m P 波速度 4.0km/s → 170m

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図 3.4-5 (1) K-NET、KiK-net データによる地質別の深度とＰ波速度の関係

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図 3.4-5 (2) K-NET、KiK-net データによる地域毎の深度とＰ波速度の関係

（基盤岩類と上部白亜系の露出地域）

3.4 深部地盤構造モデル

－ 29 －

（３）深部地下構造モデル

図 3.4-6(1)(3)に東西方向の地質断面図を示す。

北海道地域の深部地盤構造モデル作成においては、前述したように反射法地震 探査の反射面および VSP 検層の速度境界が地層境界とほぼ一致していることか ら、基本的に地質境界面によって速度層境界を設定している。しかし、石狩低 地においては第四系が厚く分布しており、特に苫小牧市周辺では、Ｐ波速度で 2km/s 未満の層が 3000m 程度の厚さで存在することになる。

一方、石狩低地においては、図 3.4-7 に示すＰＳ検層結果のように地質境界と 速度境界が必ずしも一致していないデータがある（前期更新世の下部が上部に 比べ速度値が速くなっている）。

そこで、今回の深部地盤構造モデル作成においては、上記のＰＳ検層結果も踏 まえ、速度値が速い前期更新世の下部を鮮新世と同じ速度値とみなし、鮮新世

（Vp2.1km/s 上面）以浅の層を 1/4 薄くする（薄くした部分は Vp2.1km/s 層に含 めた。つまり Vp2.1km/s 層の上面が浅くなる）修正を行うこととした。

この修正を施した深部地盤構造モデルについて、図 3.4-8 (1)(6)に各地層上面 標高のコンターを示す。なお、図 3.4-8(1)は上記修正を行う前の鮮新統上面

（Vp2.1km/s 層上面）等高線図（図 3.4-8(2)が修正後）である。

深部地下構造モデルの特徴は次のとおりである。

1) 鮮新統中部中新統上面のコンターは、石狩低地東縁断層帯を境として西側 と東側で深度が明瞭に異なる。これに対して、中部中新統より下位の地層で は、石狩低地東縁断層帯の影響を受けていない。基盤岩類の構造は、古第三 紀漸新世新第三紀前期中新世の伸張テクトニクス（ホルスト構造）に規制 されており、日高衝突帯による構造盆地の形成や褶曲構造は中期後期中新 世以降に生じたためと推測される。

2) 基盤岩類上面のコンターでは、最深部は石狩低地東縁断層帯の東方にあり、

深さ 7,000ｍ以上に達する。苫小牧南方海域における Y=-30000 から西方の基 盤岩類の高まりは苫小牧リッジである。また、樺戸山地南東（X=-10000 -40000，Y=-80000-100000）の基盤岩類の高まりは鳩の巣・万字ドームであ る。

3) 苫小牧の沿岸部では、苫小牧リッジの西側で基盤岩類上面の深さは 6,000ｍ以

上と深い。これは胆振沖浅海域の反射法地震探査の結果による（石油公団，

1996）。

4) 野幌丘陵西方の札幌東部当別（X=-65000、Y=-100000）に沈降部があり、基 盤岩類上面の深さは5,000ｍ以上である。これは負の重力異常位置と一致して いる。

図 3.4-6 (1) 地質断面図

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